ABLACJA DESZCZOWA -Spłukiwanie, ablacja, jeden z najważniejszych procesów modelujących powierzchnię Ziemi, polegający na wymywaniu i transportowaniu w dół stoku cząstek zwietrzeliny przez wody opadowe (ablacja deszczowa) lub roztopowe (ablacja roztopowa). Przy silnych opadach spłukiwaniu towarzyszy tzw. bombardowanie kroplami deszczu, odrywające i przenoszące nieraz na znaczne odległości cząstki zwietrzeliny.

Intensywność spłukiwania zależy od natężenia opadu, ilości spływającej wody, nachylenia stoku oraz od rodzaju pokrywy roślinnej. Szczególnie podatne na spłukiwanie są stoki pozbawione roślinności, np. stoki zaorane. Szczególnie intensywne spłukiwanie nosi nazwę zmywania.

Spłukiwanie zachodzące na stokach rolniczych nazywane jest często, choć niezupełnie prawidłowo, erozją wodną gleby (winno być: ablacją gleby). Od procesu ablacji deszczowej czy roztopowej należy odróżnić ablację lodowcową (topnienie lodowca).

AKTUALIZM GEOLOGICZNY. przyjęta w geologii zasada wnioskowania, głosząca, że w przeszłości na Ziemi zachodziły procesy geologiczne podobne do tych, które można obserwować obecnie; aktualizm zakłada podobieństwo czynników fizycznych i chemicznych oraz sił działających w obecnej i w dawnych epokach; zasada sformułowana przez J.Huttona (1726-97), rozwinięta przez Ch. Lyella (1797-1875).

AKUMULACJA EOLICZNA - deflacja powoduje uniesienie drobnych ziarn z powierzchni poddanej jej działaniu. Piasek pędzony wiatrem blisko powierzchni lub wleczony po niej zatrzymuje się na takich przeszkodach, jak głazy, krzaki, pagórki itd. Wtedy piasek gromadzi się tworząc wyniosłość, czyli wydmę o łagodnym zboczu, zwróconym w stronę wiatru i zboczu stromym, zwróconym w przeciwnym kierunku. Unoszenie piasku i przenoszenie go na inne miejsce jest następstwem deflacji, ta zaś działa w obszarach, gdzie roślinności brak albo jest bardzo skąpa. Dlatego wydmy tworzą się na obszarach pustynnych, w dolinach rzek płynących w dość suchym klimacie. Wydmy układają się równolegle albo prostopadle do kierunku wiatru. W pierwszym przypadku są to wydmy podłużne, w drugim poprzeczne. Często wydmy mają kształt sierpowaty, wygięty łukiem otwartym w tym kierunku, w którym wieje wiatr, o stromy zboczu podwietrznym i łagodnym nawietrznym. Wydmy te zwane barchanami są szczególnie charakterystyczne dla Turkistanu, ale występują też w pustyniach centralnej Azji, Sahary. Podobny kształt mają wydmy paraboliczne tworzące łuki otwarte od strony nawietrznej, będące więc niejako odwróconymi barchanami ale jak wszystkie wydmy mają zbocze nawietrzne łagodniejsze od podwietrznego. Wydmy paraboliczne powstają głównie na przeszkodach roślinnych, natomiast Barchany tworzą się na obszarach piaszczystych które zatrzymują lotny piasek albo też na płaskich nie piaszczystych powierzchniach. Uwarstwienie utworów wydmowych nie jest poziome ,ale przekątne, gdyż ziarna piasku, staczając się po stronie podwietrznej, układają się według naturalnego kąta zsypu. Na powierzchni wydm występują często riplemarki w postaci mniej lub więcej regularnych zmarszczek ułożonych prostopadle do kierunku wiatru, a utworzonych przez uderzenia wiatru o powierzchnię wody, główną rolę w ich tworzeniu się odgrywa saltacja. Typowym utworem akumulacyjnym pyłów atmosferycznych jest żółtawy utwór, przypominający pozornie glinę a złożony z drobniutkich ziarn kwarcu 60-70% węglanu wapnia 10-25% i minerałów iłowych czasem zawiera domieszkę skalenia, hornbrendy i miki. Jest on zwarty nie warstwowany, natomiast pionowo dzielący się porowaty. Zgniatany rozsypuje się na pył.

AKUMULACJA FLUWIOGLACJALNA- wypływające zlodowca wody usypują na jego przedpolu ogromne stożki napływowe złożone z piasków i żwirów. W obszarach pokrytych lądolodem wewnątrz łańcucha moren czołowych rozciąga się krajobraz moreny denne, natiomiast na zewnątrz moreny czołowej leży płaski obszar zbudowany z piaszczystych sandrów, będących rozległymi stożkami, utworzonymi przez wody wypływające z lodowca. Wody usypujące stożki sandrowe łączyły się z rzekami płynącymi z południa w wielkie rzeki, o kierunku mniej więcej równoległym do krawędzi lądolodu. Wody te płynęły szerokimi dolinami, zwanymi pradolinami w których osadzały się materiały wynoszone z lodowców i przynoszone rzekami z południa. Pradoliny wykazują spadek ze wschodu ku zachodowi. Inną formą akumulacji wód podlodowcowych są ozy lub eskery. Są to dość niskie (kilkanaście, wyjątkowo przeszło 100 m) płaskie wały ciągnące się na dużej przestrzeni wśród moreny dennej, złożone z piasków i żwirów, często przekątnie uwarstwionych. Kręty ich bieg przypomina bieg rzeki. Bardzo podobne do ozów są kemy, złożone z piasków lub żwirów warstwowanych, tworzące pagórki lub wały. Powstały one w otwartych szczelinach lodowcowych, kiedy lądolód stagnował lub stał się martwy. Kemy przechodzą nieraz w moreny ablacyjne. Morenami kemowymi nazwano żwiry i piaski bezładnie ułożone i tworzące nieregularną, pagórkowatą powierzchnię, w której znajdują się nieliczne zagłębienia, wypełnione często wodą. Inną formą akumulacji wód lodowcowych są terasy kemowe. Przy silnym topnieniu lodowca dolinnego wody mogą osadzać piaski i żwiry po obu stronach lodowca między lodem a brzegami doliny. Po stopnieniu lodowca pozostaną przy obu brzegach doliny nasypy akumulacyjne, przypominające terasy, ale o innej genezie.

AKUMULACJA JEZIORNA- fale i prądy w jeziorach są słabe, toteż przyniesiony grubszy materiał nie może być rozprzestrzeniony daleko od ujścia rzeki. Drobniejsze zawiesiny są przenoszone dalej i strącane; jeśli w jeziorach brak rozpuszczonych soli, które działają koagulująco na koloidy, zawiesiny unosić się mogą dość długo, zanim opadną na dno. W jeziorach kwitnie zwykle bujne życie roślinne. Ciemne muły jeziorne, bogate w substancje organiczne określane są jako sapropel, który może być albo gytią, jeśli zawiera rozpoznawanie resztki organiczne, głównie pochodzące z planktonu roślinnego, tj. drobnych glonów, żyjących w powierzchniowych wodach jeziora, albo dy (nazwa pochodzenia szwedzkiego podobnie jak gytii), jeśli szlam zawiera koloidalne produkty humusowe pochodzące z rozkładu materii roślinnej. Rzeki znoszą do jezior dużo węglanu wapnia, węglan wapnia jest wytrącany z roztworu. Dzięki temu procesowi osady jeziorne zawierają domieszkę węglanu wapnia, a w bardziej czystych wodach tworzy się kreda jeziorna. Z nagromadzenia krzemionkowych skorupek okrzemek (alg) tworzy się ziemia okrzemkowa. W jeziorach o bujnym życiu dennym tworzy się kopropel, złożony z przerobionego przez organizmy mułożerne mułu lub iłu. Pospolitym utworem jeziornym jest ruda darniowa. Wielu utworom geologicznym w Polsce przypisuje się powstanie w jeziorach. Część utworów czerwonego spągowca (perm) rozwiniętych jako łupki z rybami, lub małżami jest utworem jeziornym, jak również łupki ogniotrwałe, liasu, złożone z delikatnych zawiesin zniesionych do zbiorników wodnych o spokojnej wodzie, iły poznańskie w pliocenie itd.

AKUMULACJA LODOWCÓW GÓRSKICH- jeśli lodowiec ulegnie stopieniu to gruz zostanie ułożony wzdłuż brzegów zlodowaconej doliny i utworzy się z niego morena boczna. Gdy dwa strumienie lodowca złączą się ze sobą , złączą się też ich brzeżne pasy gruzu. Po ustąpieniu lodowca gruz ten utworzy rodzaj wału, biegnącego środkiem doliny jest to morena środkowa. Nagromadzenie gliny zawierającej bloki i głazy w spodzie lodowca tworzy morenę denną . U czoła lodowca w miarę topnienia lodu gromadzi się materiał wleczony w spodzie lodowca oraz materiał transportowany na jego powierzchni tworząc wał wzdłuż czoła tworząc morenę czołową zwaną też końcową. Po ustąpieniu lodowca wody mogły rozmyć morenę, wymyć z niej drobniejszy materiał; mówimy wtedy że morena jest przemyta. Jeśli wskutek rozmycia moreny pozostanie po niem nagromadzenie większych głazów pozostaje bruk morenowy w skrajnych przypadkach mogą w niej zostać tylko większe pojedyncze głazy zwane eratykami. Częste są też struktury fałdowe i łuskowe zbudowane na przemian z materiałów podłoża i moreny są to struktury glacitektoniczne. Materiał wleczony ulega kruszeniu a przede wszystkim ścieraniu.

AKUMULACJA RZECZNA- depozycjach grubszych materiałów niesionych przez rzekę zachodzi wtedy, gdy prędkość rzeki jest za mała, aby dalej unosić materiał transportowany; dotyczy to materiałów transportowanych w stanie zawieszonym lub wleczonym. Utwory składane przez rzekę na dnie koryta lub na jego brzegach nazywa się napływami czyli aluwiami. Materiał osadzony w aluwiach pochodzi z mechanicznego rozdrabniania skał przez płynącą wodę, jest więc materiałem klastycznym. W korycie rzecznym gromadzi się zwykle bardziej gruboziarnisty materiał, tworząc mielizny korytowe. Są to podwodne podłużne nasypy, wielometrowej długości, ułożone dłuższą osią równolegle do kierunku płynięcia. Po opadnięciu poziomu wody mogą stanowić wyspy aluwialne. W rzekach meandrujących tworzą się mielizny i wały odsypowe, na wewnętrznych stronach meandrów, gdzie prąd jest wolniejszy. Mielizny tworzą się nawet w czasie normalnego stanu wody, wały w czasie powodzi. W czasie wysokiego stanu wody rzeka niesie różnorodny materiał, ale gdy jej wydolność zmniejszy się, transprtuje tylko drobniejszy materiał, a grubszy zostawia. W ten sposób powstaje bruk rzeczny złożony z większych okruchów. Na równi zalewowej rzeki niosące dużo materiału usypują tuż przy krawędzi koryta wały nadsypowe. Poza korytem lub poza wałami nadsypowymi, jeśli są rozwinięte tworzą się napływy równi zalewowej. Ponieważ rzeka w dolnym biegu z reguły meandruje , utwory równi zalewowej będą nieraz erodowane, a w wycięciach erozyjnych składane osady bardziej gruboziarniste. Wśród osadów równi zalewowych występują też zwykle iły z obfitym materiałem roślinnym lub torfy powstające przez zarastanie i wypełnienie starorzeczy. Jeśli do głównej rzeki wpada boczna o większym spadku, to u ujścia bocznej rzeki następuje nagłe załamanie się prędkości rzeki bocznej, wskutek czego zrzuca ona w tym miejscu niesiony materiał. Materiał ten tworzy rodzaj wachlarzowo rozpostartego stożka, sterczącego ponad poziomem rzeki głównej, która zależnie od położenia prądu głównego może rozmywać stożek. Gdy rzeka uchodzi do jakiegoś zbiornika wodnego, jeziora lub morza, niesione i wleczone przez nią materiały zastają złożone, gdyż wskutek braku ruchu wody siła transportowa rzeki spada do zera. Dzięki temu u ujścia tworzy się stożkowe nagromadzenie materiałów o zarysie trójkątnym. Część tego stożka wystaje nad powierzchnię wody, ale większa jego część znajduje się pod wodą. Delty rosną bardzo wolno, szczególnie delty morskie, ponieważ falowanie i prądy usuwają naniesiony materiał i znoszą do morza.

ASTENOSFERA- GRANICE I WŁASNOŚCI- warstwa w górnej części płaszcza Ziemi, o zwiększonej plastyczności podatności na deformacje. Jej górna warstwa znajduje się na głębokości 50-70 km pod oceanami i do 120 km pod kontynentami. Dolna odpowiednio 400 i 250 km. Umożliwia poziome ruchy płyt litosferycznych. Astenosferę uważa się za główny poziom tworzenia się ognisk magmy i główne źródło procesów magmowych.

BUDOWA SKORUPY ZIEMSKIEJ- zewnętrzna powłoka Ziemi, niejednorodna, stosunkowo chłodna i sztywna, rozciągająca się od powierzchni Ziemi do tzw. nieciągłości Mohorovičicia (w skrócie Moho) , o średniej gęstości 2800-3100 kg/m³. Rozróżnia się skorupę ziemską kontynentalną i oceaniczną. Skorupa kontynentalna ma średnią grubość około 35 km; pod młodymi łańcuchami górskimi (Alpidami) grubość jej wzrasta do około 70 km (pod Andami) i 80 km (pod Himalajami). Na terenie Polski grubość skorupy kontynentalnej wynosi 27-47 km. Skorupę kontynentalną budują skały osadowe oraz zróżnicowane skały magmowe i metamorficzne. Na samym wierzchu znajduje się gleba i warstwa skał rozdrobnionych wskutek procesów wietrzenia (regolit). Znaczne obszary Polski pokryte są warstwą utworów polodowcowych. Poniżej znajdują się różne skały osadowe, których łączna grubość wynosi zwykle 1-5 km; warstwy osadowe mogą być jednak znacznie grubsze (pod górami), może też ich nie być wcale (tzw. tarcze). Pod warstwami osadowymi znajduje się warstwa o składzie zbliżonym do granitów (o grubości około 15 km), a jeszcze niżej warstwa o składzie zbliżonym do bazaltów (około 15 km). Kontynenty podzielone są na mniejsze bloki; budowa sąsiadujących ze sobą bloków często różni się zasadniczo od siebie, co sugeruje, iż powstawały one w różnych warunkach. W rejonie gór fałdowych powszechne są sfałdowania i nasunięcia skał. Skorupa oceaniczna ma znacznie mniejszą niż skorupa kontynentalna grubość - około 6 -12 km, inna jest też jej budowa. Skorupa ziemska pod dnem oceanów jest zbudowana ze skał o składzie chemicznym bazaltów (około 7 km grubości) przykrytych przeważnie cienką warstwą słabo skonsolidowanych osadów (około 1-2 km). Skorupa oceaniczna stanowi około 60% powierzchni Ziemi. Według teorii tektoniki płyt powstaje współcześnie w tzw. strefach rozrostu dna oceanicznego, a ulega zniszczeniu w strefach subdukcji. Wskutek ruchów górotwórczych (orogeneza) może być wbudowywana w strefy fałdowe skorupy kontynentalnej. W skorupie ziemskiej wyróżnia się również strefy przejściowe między skorupą kontynentalną i oceaniczną, mające charakter ścienionej skorupy kontynentalnej, zwanej skorupą suboceaniczną; występują na granicy między kontynentami i oceanami (m.in. na obrzeżach Oceanu Atlantyckiego). Powstawanie skorupy kontynentalnej wiąże się na ogół ze skomplikowanymi procesami w strefach subdukcji. Skały skorupy kontynentalnej są na ogół wyraźnie starsze od skał skorupy oceanicznej. Wiek najstarszych skał skorupy kontynentalnej sięga 3,2 mld lat, najstarsze zaś fragmenty dna oceanicznego uformowały się około 200 mln lat temu.

BUDOWA STOŻKA NAPŁYWOWEGO I DELTY -Delta, forma akumulacji rzecznej powstała w miejscu ujścia rzeki do wód zatoki morskiej lub jeziora. Rzeka łącząc się ze spokojnymi wodami zbiornika stanowiącego jej ujście, traci swą moc transportową i osadza cały, niesiony prądem, materiał skalny.

W obszarze delty rzeka dzieli się zwykle na szereg odnóg, często zmienia bieg. Pomiędzy ramionami delty tworzą się zwykle płytkie jeziora lub bagna. Delta narasta najszybciej wzdłuż ramion, przybierając nieregularny, rozgałęziony kształt tzw. delty palczastej (np. Pasłęka).

W przypadku, gdy w zbiorniku końcowym istnieją silne prądy przybrzeżne niszczące występy delty, tworzy się tzw. delta wyrównana (np. Pad). Stożek, wypukła forma powierzchni Ziemi, o zróżnicowanym nachyleniu i wachlarzowatym kształcie oraz o różnej genezie. Wyróżnia się m.in.:

Stożek napływowy (aluwialny)-powstaje w efekcie nagromadzenia luźnego materiału niesionego przez wody płynące. W Polsce stożki napływowe występują w górach i na równinach podgórskich.

BUDOWA WNĘTRZA ZIEMI NA PODSTAWIE OBSERWACJI SEJSMICZNYCH- badania sejsmografów stały się ważnym źródłem wiadomości o wnętrzu Ziemi. Gdyby Ziemia była jednorodnym i jednakowo elastycznym ciałem, drgania sejsmiczne przebiegały po liniach prostych. Skoro drgania sejsmiczne wchodzą w ośrodek o różnej gęstości i sprężystości, amplituda i kierunek ich biegu elegają zmianie. Toteż drgania sejsmiczne, które z hipocentrum wchodzą w głąb Ziemi ulegają zakrzywieniu i biegną nie po prostych, ale po łukach. Z hodografu wynika, że prędkość fal P i S zwiększa się z odległością od epicentrum w przeciwieństwie do prędkości fal L, która jest stała. Pochodzi to stąd że fale P i S rejestrowane w większej odległości są falami, które głębiej weszły we wnętrze Ziemi; zwiększenie ich prędkości wskazuje, że własności fizyczne zmieniają się z głębokością. Ta zmiana może być wywołana bądź wpływem ciśnienia i temperatury bądź zmianą materiału skalnego, przez który fale przechodzą, albo też oboma czynnikami. Fale sejsmiczne natrafiając na granice między dwoma ośrodkami o różnych własnościach fizycznych, czyli na powierzchnie nieciągłości, ulegają różnym modyfikacjom. Na podstawie badań sejsmografów można oszacować sztywność i sprężystość we wnętrzu Ziemi oraz wykazać istnienie powierzchni nieciągłości, na których własności fizyczne mas zmieniają się w sposób skokowy. Geofizyk jugosłowiański A. Mohorovicić 1910 stwierdził, że na głębokości około 50-60km zaznacza się powierzchnia nieciągłości, poniżej której prędkość fal podłużnych i poprzecznych wzrasta skokowo dość znacznie. B. Gutenberg, który wykazał, że jej głębokość jest różna mianowicie większa pod kontynentami, mniejsza pod oceanami. V. Conrad 1925 wyróżnił jeszcze jedną powierzchnię nieciągłości, leżącą między powierzchnią Ziemi a nieciągłością Mohorovicica. Powierzchnia nieciągłości stwierdzona przez Conrada leży w Europie na głębokości około 15-25km. W oparciu o stwierdzone powierzchnie nieciągłości można powiedzieć że skorupa ziemska składa się z dwóch warstw, spoczywających na podłożu scharakteryzowanym dużymi prędkościami fal. W oparciu o bardzo liczne już dziś obserwacje nad prędkością fal wzbudzanych przez trzęsienie ziemi, jak też i stuczne eksplozje uzyskano dość szczegółowy obraz budowy skorupy ziemskiej. Ponieważ doświadczalnie stwierdzono, że prędkość fal sejsmicznych obserwowane w górnej strefie są charakterystyczne dla granitu, nazwano wierzchnią strefę warstwą granitową. Ponieważ w bazalcie fale sprężyste biegną ze zbliżoną prędkością, jaką stwierdza się dolnej strefie, nazwano ją warstwą bazaltową. Grubość warstwy „granitowej” w kontynentach jest zmienna; na ogół jest większa pod górami i wyżynami, a mniejsza pod nizinami, wahając się w granicach 10-30km. Dlatego przyjmuje się, że warstwa „bazaltowa” jest od podłoża oddzielona wyraźną powierzchnią nieciągłości. Jest to powierzchnia Mohorovicica. Przypuszcza się, że skałą która występuje poniżej powierzchni Mohorovicica jest perydotyt. Wierzchnia powłoka kuli ziemskiej składa się z dwóch stref o różnej gęstości i składzie i nazwał zewnętrzną strefę, złożoną ze skał bogatych w krzemionkę i glinkę, sial dolną zaś bogatszą w związki magnezu ale jeszcze zawierającą dużo krzemionki, sima. Sial jest złożony ze skał składających się głównie z glinokrzemianów, sima zaś ze skał złożonych z minerałów zawierających magnez(piroksen, oliwin). W myśl nowszych poglądów powłoka „granitowa” i „bazaltowa” stanowią sial, ich podłoże perydotytowe odpowiada simie. Sialmę (Si+Al.+Mg) odpowiadającą strefie bazaltowej i sifemę (Si+Fe+Mg)

CHARAKTERYSTYKA STREFY AKRECJI- dużych rozmiarów strefa na powierzchni Ziemi, wzdłuż której tworzy się nowa litosfera oceaniczna. Zgodnie z teorią płyt litosfery strefami akreacji są współcześnie aktywne ryfty, w szczególności te, które przebiegają wzdłuż grzbietów oceanicznych. Strefa akrecji stanowi przeciwieństwo strefy subdukcji. spadanie rozproszonej materii na powierzchnię gwiazdy lub do czarnej dziury. Podczas akrecji energia mechaniczna opadającej materii zamienia się w ciepło, czemu towarzyszy emisja promieniowania elektromagnetycznego; w skrajnym przypadku akrecji do czarnej dziury wypromieniowywana energia może wynosić 0,4 mc², gdzie m - ilość spadającej masy, c - prędkość światła w próżni. W większości wypadków, a zwł. w układach podwójnych, materia podlegająca akrecji ma znaczny moment pędu, uniemożliwiający bezpośrednie opadnięcie na powierzchnię gwiazdy; etapem pośrednim jest utworzenie się wokół gwiezdnego obracającego się dysku, tzw. dysku akrecyjnego; dopiero utrata momentu pędu przez część cząstek w wyniku oddziaływań z materią dysku powoduje ich dalsze opadanie.

CHARAKTERYSTYKA STREFY SUBDUKCJI - subdukcja -geol. zjawisko podsuwania się płyty litosfery pod drugą płytę; litosfera ulegającej subdukcji płyty (zwykle o skorupie ziemskiej typu oceanicznego) pochłaniana jest przez materię płaszcza Ziemi; subdukcja wywołana jest występowaniem w płaszczu Ziemi zstępujących prądów konwekcyjnych; jedno z podstawowych pojęć teorii tektoniki płyt.

Dużych rozmiarów strefa na powierzchni Ziemi, wzdłuż której zachodzi subdukcja. Obecnie najlepiej wykształcone strefy subdukcji występują wzdłuż zachodnich wybrzeży Oceanu Spokojnego. Na strefę subdukcji składają się: rów oceaniczny, łuk wysp i morze marginalne (basen załukowy), czyli zbiornik wodny rozciągający się między łukiem wysp a stałym kontynentem. Charakteryzuje się silną sejsmicznością i wulkanizmem, co wiąże się z istnieniem strefy Benioffa. Stanowi przeciwieństwo strefy akrecji.

CIEPŁO ZIEMI - powierzchnia ziemi jest ogrzewana promieniami słonecznymi. Ciepło to przenika w skały bardzo wolno. Oprócz energii słonecznej ziemia ma swe własne źródło ciepła - o czym świadczy wzrost temp. wraz z głębokością. Ciepło we wnętrzu ziemi pochodzi z rozpadu pierwiastków promieniotwórczych , zapasów ( pochodzi ono z pierwotnego okresu ziemi ), z ciepła krystalizacji i ciepła przemian fazowych. O wysokiej temp. w głębi ziemi świadczy też wydobywanie się ognisto - ciekłych mas przy procesach wulkanicznych oraz gorące źródła. Ziemia odbija promieniowanie słoneczne i dla ziemi ALBEDO wynosi 0,4 lub 40%. Ziemia dostaje 0,5 x 10^-9 części całkowitej energii. Stała słoneczna wynosi 1372W/M². Powierzchnia ziemi otrzymuje od słońca przeciętnie 4,2 x 10^-3 cal/cm²/sek

CIOS I KLIWAŻ- spękania ciosowe, układ regularnych spękań skały, możliwy do zaobserwowania w każdym kamieniołomie lub odkrywce. Zazwyczaj spotyka się ciosy złożone z dwóch zespołów spękań. Pod pojęciem zespołu spękań rozumie się spękania ułożone równolegle, w niemal jednakowych odległościach od siebie. Najczęściej spotykane ciosy składają się z dwóch zespołów spękań, których poszczególne pęknięcia przecinają się z pęknięciami drugiego zespołu pod kątem zbliżonym do 90°. Skutkiem tego skała dzieli się na charakterystyczne, prostopadłościenne bloki. Skały niemal zawsze pocięte są regularnie ułożonymi spękaniami, jak to można zaobserwować w każdym kamieniołomie lub naturalnej odkrywce. Takie regularne spękania noszą nazwę spękań złożony z dwóch zespołów. Spękania obu zespołów przecinają się wzajemnie pod kątem zbilożonym do 90stopni. Wskutek tego skała dzieli się na prostopadłościenne bloki. Cios jest albo ukryty, tzn. że bloki przylegają do siebie tak szczelnie, że dzielące je pęknięcie jest zaledwie widoczne, albo otwarty, gdy zaznacza się odstęp między jednym a drugim blokiem. W skałach osadowych spękania ciosowe są mniej więcej prostopadłe do powierzchni uławicenia. Powierzchnia spękania ciosowego jest zwykle ziarnista i odpowiada ziarnistości skały. Powierzchnia spękania może być wszakże równa i gładka, gdy przecina ziarna skały, albo też jest szorstka, gdy ziarna na niej wystają lub gdy na niej znajdują się różne nierówności w postaci stopni, schodów. Najczęściej na powierzchniach pękań ciosowych nie widać oznak przesuwania się bloków skalnych względem siebie; W pewnych przypadkach wszakże powierzchnie spękań ciosowych są pokryte lustrami tektonicznymi, wskazującymi w pewne, na ogół nieznacznie, przesunięcia wzdłuż spękań ciosowych.

Kliważ- gęste, równoległe spękania w skałach, powstałe pod wpływem nacisków związanych z ruchami tektonicznymi; powoduje złupkowacenie skał. Oprócz ciosu i uskoków kliważ jest trzecim rodzajem deformacji nieciągłych. Polega on na tym, że skała dzieli się na cienkie płyty ułożone skośnie względem jej warstwowania lub uławicenia. Charakter kliważu może być dwojaki; albo dzielenie się na cienkie płyty polega na obecności płaszczyzn spękań gęsto i równolegle do siebie a na ogół skośnie względem warstwowania biegnących; jest kliważ spękaniowy albo też dzielenie się skały na płyty jest spowodowane tym, że minerały o pokroju blaszkowym, jak minerały iłowe, miki, chloryt itd. są ułożone w skale nie równolegle, a skośnie do warstwowania, natomiast równoległe względem siebie; ten rodzaj nazywa się kliważem ciągłym. Kliważ występuje w skałach sfałdowanych i to zazwyczaj silnie sfałdowanych. Niemal zawsze płaszczyzny kliważu są ułożone równolegle do płaszczyzny osiowej fałdu.

DENUDACJA- ogół procesów niszczących powierzchnię Ziemi poprzez usuwanie materiału skalnego lub gleby, obejmujący wietrzenie i erozję np. osuwiska powodujących wyrównywanie i obniżanie powierzchni Ziemi. Rezultatem D. Jest niszczenie wyniosłości na powierzchni ziemi i przenoszenie produktów niszczenia na niższe miejsca. D. Jest składową częścią gradacji powierzchni litosfery. Przyczyną denudacji są : zmiany temp. na powierzchni ziemi i grawitacja wprawiająca w ruch rzeki i lodowce, powodująca ruchy masowe. D. normalna rozwija się w obszarach o mniej lub więcej wilgotnym klimacie - jest ona najbardziej rozpowszechniona na kuli ziemskiej. W krajobrazie w którym działa podstawą rozwoju krajobrazu jest praca rzek. Stadium początkowe-początkową powierzchnią denudacji jest ląd wynurzający się z dna morza. Opady będą spływać i gromadzić się w zagłębieniach wydźwigniętej powierzchni. Stadium młodociane- strumienie przeobrażają się w rzeki tworzące głębokie parowy. Większe rzeki zbliżają się do charakteru dojrzałego. Rozwój bocznych dopływów i źródłowych strumieni rozcina początkową powierzchnie która zanika. Stadium dojrzałe - krajobraz silnie rozcięty przez systemy rzek, strefa wietrzenia o dużej miąższości. Wysoczyzny poddane wietrzeniu obniżają się szybciej niż dna dolin. Stadium starcze- wytworzenie się prawie poziomej płaszczyzny zwanej penepleną. Przebieg cyklu denudacyjne zależy od bardzo wielu czynników i na każdym obszarze i w każdym czasie przebieg ten jest różny. W obszarze wyżej leżącym procesy denudacyjne postępują znacznie szybciej niż w obszarze niższym.

DIAGENEZA SKAŁ OSADOWYCH- procesy diagenetyczne rozpoczynają się zazwyczaj bardzo wcześnie, najczęściej już w trakcie tworzenia się osadu, atrwać mogą bardzo długo, działając jeszcze wtedy, kiedy osad straci kontakt ze środowiskiem, w którym został utworzony. Wszystkie przeobrażenia fizyczne i chemiczne zachodzące w osadzie, które nie wytwarzają zmian metamorficznych, nazywamy za J. Waltherem diagenezą. W morzu, początkowym stadium zaznacza się nieraz wpływ halmyrolityczną, a przemiany fizyczne i chemiczne w świeżo złożonym osadzie diagenezą wczesną. Prowadzą one po jakimś czasie najczęściej do tego, że miękki osad staje się twardą skałą. Ten proces twardnienia nazywa się lityfikacją. Nieraz proces diagenetyczny na tym się nie kończy i przemiany fizyczne a zwłaszcza chemiczne odbywają się jeszzcze po stwardnieniu utworu. Jest to diageneza epigenetyczna, zwana epigeneza. W procesach diagenetycznych główną rolę gra twardnienie koloidów kompakcja osadów wywołana ciężarem gromadzących się osadów i procesy rekrystalizacyjne polegające na rozpuszczaniu i strącaniu się związków chemicznych. TWARDNIENIE KOLOIDÓW z biegiem czasu koloidy tracą wodę i twardnieją. Dzięki temu miękki osad złożony z mułu koloidalnego początkowo zawierający do 80% wody przechodzi w utwór twardy. Stwardnienie to polega przedewszystkim na oddaniu wody i jest spowodowane wzrastającym ciśnieniem gromadzących się nad osadem utworów. Kompakcji ulegają więcej osady drobnoziarniste (iły,muły) w porównaniu z utworami gruboziarnistymi. Stopień kompakcji zależy nie tylko od materiału ale też od grubości nadkładu. Przy kompakcji zwłaszcza gdy nadkład jest gruby następuje zmiana ułożenia ziarn w osadzie. Piasek ulega, kompakcji dopiero na większej głębokości, a to dzięki temu że część jego ziarn kruszy się, i powstające mniejsze ziarna mogą się ściślej upakować. Kompakcja zbliżając ziarna do siebie powoduje zwiększenie się ilości styków między ziarnami. W związku z wywołanym przez kompakcję zmniejszaniem objętości osadu zmniejsza się jego miąższość (grubość). Kompakcja powoduje sprasowanie szczątków organicznych oraz wyciśnięcie wody porowej wypełniającej pory (przestrzenie między ziarnami i cząstkami). Obecność wody w złożonym osadzie powoduje, że ziarna mineralne i resztki organiczne mogą ulegać rozpuszczeniu. Rozpuszczanie i rekrystalizacja prowadzą do wyeliminowania aragonitu, który występuje często w skorupkach i szkieletach organicznych. Rozpuszczony aragonit krystalizuje następnie jako kalcyt. Strącanie się rozpuszczonych związków, najczęściej węglanu wapnia i krzemionki, prowadzi do zlepiania ziarn ze sobą. Rekrystalizacja zachodzi najczęściej w osadach wapiennych i w osadach złożonych z krzemionki i węglanu wapnia, natomiast nie gra prawie żadnej roli w osadach ilastych, gdyż minerały iłowe są nierozpuszczalne. Procesy rekrystalizacyjne prowadzą do ogólnego zwiększenia się ziarnistości skały. Rozpuszczeniu łatwiej ulegają drobniejsze cząstki które przy krystalizacji strącają się na większych ziarnach. Z tego powodu drobnoziarniste osady wapienne przechodzą w gruboziarniste, a kwarcyty mają większe ziarna niż piaski, z których powstają. Twardnienie koloidów, znajdujących się między ziarnami, kompakcja zbliżająca ziarna do siebie, rekrystalizacja i strącanie się związków z wypadających z roztworu wody porowej powodują, że ziarna osadu zostają ze sobą zlepione. Substancjami cementującymi są najczęściej węglan wapnia, krzemionka. Substancje cementujące, mogą powstać w osadzie albo zostać wprowadzone z zewnątrz, najczęściej z wodą porową wyciskaną z niżej leżących utworów. Cementacji ulegają utwory luźne, ale w pewnych przypadkach utwory już stwardniałe, jeśli mają jeszcze zachowany pewien procent porowatości mogą ulec przepojeniu roztworami, z których wytrącające się związki wypełniają pozostałe przestrzenie porów lub też będą reagować z istniejącym już cementem i zmieniać go chemicznie. Podczas wczesnych stadiów diagenezy ziarna mineralne reagują z wodą porową. Ziarna mineralne też reagować mogą między sobą. Z reakcji illituz hematytem wytworzyć się może gloukonit, z reakcji hematytu i kalcytu -syderyt. Minerały tworzące się podczas diagenezy nazywa się minerałami autigenicznymi. Według H.D. Hedberga 1936 w pierwszym stadium diagenezy iłów działa kompakcja, wywołująca mechanczne przemieszczanie ziarn mineralnych i wyciskanie wolnej wody z porów. Gdy porowatość zmniejszy się do około 50%, także woda zaadsorbowana przez minerały iłowe jest wypędzana do porów. Jeśli porowatość zmniejszy się do 35% ziarna mineralne ulegną kruszeniu, substancje koloidalne krystalizują i działać zaczyna w pewnym stopniu rekrystalizacja. W tym stadium pojawia się złupkowanie. Przy diagenezie mułów wapiennych we wczesnym stadium dużą rolę gra pH i Eh, które są prawie bez znaczenia w czystym osadzie ilastym. Proces diagenetyczny zaczyna się z chwilą gromadzenia się osadów. Trwać on może bardzo długo, nawet po scementowaniu i konsolidacji osadu, jeśli wody zawierające w sobie jakieś rozpuszczone związki (krzemionkę, węglan magnezu, związki fosforu) wtargną w zupełnie skonsolidowaną skałą i wywołują w niej dodatkowe przeobrażenia. Jeśli w osadzie lub skonsolidowanej skale znajdują się jakieś większe próżnie, mogą się w nich gromadzić roztwory krążące w skale i strącać tam rozpuszczone w sobie związki. Zjawisko to nosi nazwę sekrecji lateralnej.

DYNAMOMETAMORFIZM -skały zostają poddane w strefach fałdowych dużemu ciśnieniu, które jest głównym czynnikiem wywołującym przeobrażenia , natomiast temperatura albo nie gra żadnej roli, albo jest czynnikiem ubocznym. Ciśnienie ma charakter jednostronnego ciśnienia bocznego. Jest to metamorfizm dyslokacyjny, zwany też dynamicznym albo dynamometamorfizmem. Przeobrażenia mineralne w strefie metamorfizmu dyslokacyjnego są znacznie mniejsze, niż w głębszych strefach skorupy, ale działanie nacisków ścinających doprowadza do zmian mineralnych. Pod wpływem nacisku na skały, gdy temperatura jest niewysoka, tworzą się spękania i przesunięcia poszczególnych części kryształów. Blaszki mik zostają wygięte, kalcyt ulega zbliźniaczeniu , podobnie jak skalenie. Kwarc, ulegając odkształceniom wewnętrznym doznaje zakłóceń w swych reakcjach, optycznych, co objawia się w falistym znikaniu światła. Kryształy zostają podzielone wygiętymi spękaniami na soczewki, które przesuwają się względem siebie; w ten sposób powstają struktury oczkowe niektórych gnejsów. Przy dalszym miażdżeniu ziarna i soczewki zostają całkiem zmielone co najwyżej tu i ówdzie tkwią jeszcze niezmielone fragmenty, a skała staje się łupkowata. Jest to mylonit. Skalenie potasowe ulegają podczas kataklazy serycytyzacji, tak że skały, zawierające je mogą stać się łupkami serycytowymi. Plagioklazy ulegają sosyrytyzacji (nazwa od nazwiska geologa de Saussure), polegającej na rozpadzię ziarn albitu na glinokrzemiany wapnia , takie jak zoizyt, epidot itd. Augit zmienia się we włóknisty amfibol, zwany uralitem, pirokseny , amfibole i biotyt zmieniają się zazwyczaj w chloryt. Do skał, które przeszły przez metamorfizm dyslokacyjny, należą łupki dachówkowe, które swą łupkowatość zawdzięczają kliważowi spękaniowemu.

DYSTRYBUCJA TRZĘSIEŃ ZIEMI- zależnie od częstości i siły uderzeń wyróżnia się trzy rodzaje obszarów; 1)sejsmiczne, które są często i silnie nawiedzane przez trzęsienia ziemi.2)pensejsmiczne- słabo wstrząsane.3)asejsmiczne- wolne od trzęsień ziemi. Do obszrów sejsmicznych należą obszary, które można zgrupować w dwa pasy.a) pas medyterański i jego przedłużenie ku wschodowi, a więc południowa Hiszpania i Portugalia, Pireneje, Alpy, Włochy, kraje bałkańskie, wyspy Archipelagu Malajskiego.b) pas dookoła Pacyfiku, obejmujący Kordyliery Ameryki Północnej i Połódniowej, Aleuty, Wyspy Japońskie, Filipiny, Japonia, Meksyk, Chile i Filipiny. Do obszarów pensejsmicznych należą; Masyw Centralny, masyw armorykański, Góry Nadreńskie, Harc, Góry Kruszcowe obszar Morza Pónocnego, Ural, Appalachy, góry wschodniej Australii, obszary środkowo-afrykańskie, okolice Morza Martwego i obszar wału śródatlantyckiego. Na obszar wokół Pacyfiku przypada 80% trzęsień ziemi. Obszarami asejsmicznymi są obszary pofałdowane przed erą paleozoiczną i następnie nie odmładzane ruchami górotwórczymi jak Syberia, wschodnia Europa, Kanada, Brazylia, większa część Afryki i Australii.

ELEMENTY BUDOWLI WULKANICZNEJ - gromadząc się wokół miejsca wydobywania się produkty wulkaniczne tworzą albo stożki zwane wulkanami, albo też mniej lub więcej rozległe pokrywy wylewnych skał. W budowie wulkanu najważniejszym składnikiem jest kanał wiodący z głębi ku powierzchni, którym wydobywają się lawy i materiały piroklastyczne. Kanał kończy się kraterem, który jest lejkowatym zagłębieniem powstałym przez rozkruszenie i wyrzucanie skał tworzących ściany wylotu podczas eksplozji, a także przez obsuwanie się ścian. Średnica krateru wynosi zazwyczaj kilkaset metrów. Krater za pośrednictwem kanału łączy się z ogniskiem znajdującym się na głębokości kilku lub kilkunastu kilometrów pod budowłą wulkaniczną. Jeśli ognisko jest połączone z powierzchnią o kształcie zbliżonym do komina lub rury, materiał wulkaniczny wydobywa się na powierzchnię mniej lub więcej okrągłym otworem i erupcją jest centralną. Jeśli kanałem łączącym ognisko z powierzchnią jest podłużna szczelina, materiał wydobywa się wzdłuż niej i erupcja jest linijna.

EKSHALACJE WULKANICZNE-wyziewy gazów i par związane z działalnością wulkaniczną; rozróżnia się: fumarole, solfatary i mofety. Gazy wydobywające się z wulkanów. Stanowią najczęściej mieszaninę pary wodnej, dwutlenku i tlenku węgla, dwutlenku siarki, chlorowodoru. Pomiędzy wchodzącymi w skład mieszaniny gazami zachodzą liczne reakcje, których produkty w postaci różnych chlorków, siarczków i czystej siarki osadzają się na skałach i w szczelinach krateru. Gazy palne, wchodzące w skład ekshalacji wulkanicznych mogą palić się tworząc ogromny płomień, niejednokrotnie wydobywający się z wnętrza krateru. Skład gazów wulkanicznych jest dość różny zależnie od obszaru. Wulkany położone w morzach i oceanach mają mniej chloru a więcej siarki niż wulkany lądowe. W ekshalacjach wulkanicznych woda jest pomieszana : jest i pochodzenia atmosferycznego jak i juwenilnego. Gazy wydobywające się w wulkanów reagują między sobą i z gazami powietrza.

EROZJA ELOLICZNA - wiatr zależnie od prędkości może unosić cząstki mineralne w powietrze. Prędkość wiatru zwiększa się z wysokością. Prędkość wiatru jest większa nad morzami, gdyż tarcie między powietzrzem a wodą jest znacznie mniejsze niż pomiędzy powietrzem a lądem. Również nad bezleśnymi równiami prędkość wiatru jest większa. Wywiewanie cząstek mineralnych nosi nazwę deflacji. Wiatr naładowany cząstkami mineralnymi uderzając o skały nawet najtwardsze, drąży je, rysuje lub ściera. Zjawisko to nazywamy korazją. Deflacja działa na produktach luźnych np. produktach wietrzenia , piaskach i żwirach napływów rzecznych, piaskach nadmorskich morenach lodowcowych itd. jeżeli nie są dostatecznie ochraniane przez szatę roślinną. Głównym terenem jej działalności są tereny pustynne oraz piaszczyste wybrzeża mórz . Deflacja w obszarach poddanych silnemu wietrzeniu mechanicznemu wywiewa drobniejszy materiał, a grubszy gruz pozostaje tworząc bruk deflacyjny, w ten sposób w strefach pustynnych powstaje kamienista pustynia , zwana hamada. Korazyjna działalność wiatru widoczna jest na luźnych okruchach, które mają ścięte i wypolerowane powierzchnie, pokryte dziurkami i rowkami. Zwykle dwie powierzchnie są ścięte i wypolerowane, trzecia na której fragment leżał jest zaokrąglona. Otoczaki w ten sposób wypolerowane nazywamy graniakami albo wielograńcami.

EROZJA LODOWCOWA - wokół pola firnowego działa zamarzanie wody w szczelinach wskutek czego wietrzenie mechaniczne jest silne i na śnieg pola firnowego sypią się bloki i kamienie. Bloki te przysypane śniegiem dostają się w głąb pola i wraz z lodem są wynoszone z pola firnowego. Również na jęzor lodowca sypią się bloki ze ścian otaczających. Lodowiec, posuwający się dnem doliny, odrywa z podłoża bloki i okruchy, które następnie wlecze po dnie. W przypadku „biernego” płynięcia ścinającego lodowiec łatwiej wyciąga i wchłania odłamy skalne w siebie, natomiast w przypadku „czynnego” płynięcia lodowiec tylko posuwa luźne okruchy na jego podłożu. Wyrywanie okruchów z podłoża lodowca, czyli detrakcja jest szczególnie skuteczne, jeśli skała w podłożu jest spękana lub cienko uwarstwiona. Ścieranie skał dna i brzegów doliny oraz okruchów wleczonych jest abrazją lodowcową zależy ona od przycisku, przypuszcza się że natężenie całkowitej erozji zwiększa się proporcjonalnie do kwadratu lub sześcianu jego grubości. Wyrywanie i ścieranie skał przez lodowiec prowadzi do usuwania materiału skalnego i żłobienia terenu. To żłobienie J. Walther(1910) nazwał egzaracją lodowcową. Jednym z najprostszych objawów erozyjnej działalności lodowców są rysy lodowcowe innym objawem erozji lodowcowej są barańce , zwane też mutonami. Są to kopulaste wyniosłości podłoża wygładzone i porysowane przez lodowiec. Dno i ściany doliny zajętej przez lodowiec są do pewnej wysokości wygładzone, zaokrąglone, pokryte rysami i wygładami lodowcowymi. Są to doliny zlodowacone, czyli żłoby. Profil podłużny doliny lodowcowej nie okazuje on spadku w jednym tylko kierunku, ale podnosi się w niektórych miejscach, zwłaszcza na twardych lub mało spękanych skałach, tworząc rygle. Częstym zjawiskiem w zlodowaconych dolinach jest istnienie dolin wiszących. W obszarze firnowym występują nieckowate formy erozyjne, zwane karami albo cyrkami lodowcowymi. Są to zagłębienia w kształcie nisz, otoczonych od strony grzbietu stromymi ścianami a od właściwej doliny lodowcowej oddzielone zaokrąglonym progiem.

EROZJA MORSKA - dwa główne czynnik wywołują erozję morską, mianowicie ruch wody morskiej spowodowany przez wiatr, czyli falowanie, oraz ruch wywołany przyciąganiem Księżyca i Słońca, czyli przypływ i odpływ morza. Mniejsze znaczenie erozyjne mają inne ruchy wody morskiej, jak prądy oceaniczne wywołane wiatrami stałymi; prądy konwekcyjne lub prądy gęstości. Erozja morska atakuje przede wszystkim brzeg morza i dno w pobliżu brzegu; oprócz tego ruchy wody morskiej wywołują w pewnych warunkach erozję dna morskiego w miejscach bardziej odległych od brzegu; jest to erozja podmorska, woda wciśnięta przez przypływ w ujście rzeki wraca z powrotem do morza , prędkość jej jest jeszcze większa, gdyż sumuje się z prędkością rzeki i wtedy wyerodowany materiał jest znoszony do morza. Z erozją fal i przypływów współdziałają też prądy denne i litoralne. Prąd denny jest słaby, ale usuwa ze strefy przy brzegu drobniejszy materiał wystawiając grubszy na działanie hydrauliczne i abrazję. Większe znaczenie mają prądy litoralne ,gdyż są stosunkowo szybkie i usuwają gromadzące się luźne produkty erozji morskiej , czyli rumowisko , ułatwiając w ten sposób erozję fal i prądów skierowanych prostopadle do brzegu. Na rozwój erozji na brzegu morza wpływa też jego stromość. Gdy stok brzegu jest stromy, woda przy brzegu jest głębsza i fale nie ulegaja osłabieniu. Erodując silnie brzeg, wytwarzają dużo rumowiska , które przenoszą w głębszą wodę. Gdy brzeg jest płaski i zanurza się pod wodę stopniowo, woda przy brzegu jest płytka , fale biegną ku brzegowi osłabione; erodując w strefie kipieli, przenoszą materiał ku brzegowi ale nie mają siły unieść wszystkiego z powrotem w morze. Rozwój erozji morskiej w dużym stopniu jest uzależniony od rodzaju skał, z których jest zbudowany brzeg. Brzegi zbudowane z piasku, iłu żwiru itp. Są łatwo rozmywane przez fale ale jednocześnie powstaje duża ilość wyerodowanego materiału, którego prądy przybrzeżne nie są w stanie uprzątnąć, akcja erozyjna na brzegu morskim jest selektywna tzn. łatwiej kruszone , rozmywane czy ścierane są bardziej miękkie skały, jak również utwory cienko uławicone lub silniej pocięte spękaniami. Dlatego linia brzegowa wybrzeża zbudowanego ze skał o różnej twardości, o różnym rodzaju uławicenia lub o różnym stopniu spękania jest nieregularna. Na takim brzegu tworzą się też wydrążenia w postaci jam i tuneli, słupy, iglice, naroża. Brzeg morski atakowany erozją cofa się zależnie od siły erozyjnej kipieli i odporności skał z których jest zbudowany. Często wybrzeże jest silnie erodowane i czasie zimy, ale w ciągu lata procesy akumulacyjne nadbudowują je z powrotem. Woda morska w pewnym stopniu rozpuszcza skały, szczególnie gdy wybrzeże zbudowane jest ze skał wapiennych lub piaskowców o spoiwie wapiennym. W strefie bryzgu woda morska wyżera w skałach wapiennych drobne jamki i zagłębienia, między którymi sterczą nadżarte garby. Działanie przyboju podcina brzeg morski, podcinanie powoduje obrywanie i osuwanie się brzegu. Prowadzi to do wytworzenia ściętej powierzchni, niemal poziomej lub słabo w kierunku morza pochylonej czyli platformy abrazyjnej. Wynikiem jej jest utworzenie erozyjnej terasy morskiej, tj. ściętej powierzchni abrazyjnej przysypanej luźnym materiałem oraz utworzenie stromej ściany zwanej klifem lub falezą. U stóp klifu gromadzi się grubszy materiał, którego fale nie są już w stanie spłukać w morze, i tworzy wał brzegowy.

EROZJA RZECZNA - Woda , tak jak wszystkie ciecze, może płynąć albo ruchem laminarnym, albo turbulentnym. Przy ruchu laminarnym woda porusza się warstewkami ( laminami ) do siebie równoległymi, które się ze sobą nie krzyżują ani nie mieszają. Przy ruchu turbulentnym tworzą się wiry i cząstki wody przesuwają się w różnych kierunkach. Wody deszczowe działają selektywnie, wymywając tylko najdrobniejszy materiał, strugi deszczowe mogą erodować nawet tak twarde skały jak granity, tworzą w nich podłużne rynny. Inną formą erozji deszczowej są piramidy ziemne , są to wysokie, stożkowe słupy ziemne zbudowane z gliny lub tufu; na ich szczycie znajdują się większe głazy. Na stokach lessowych lub gliniastych wody deszczowe mogą żłobić rynny, niszcząc pola orne. Ten proces zmywania prowadzi do osadzania na niższej części; zmywy takie nazywamy deluwiami. Ruch wody w rzece jest wywołany siłą ciężkości, praca geologiczna rzeki polega na erodowaniu, transportowaniu i osadzaniu (akumulacji) materiałów. Erodowanie jest niszczącą pracą rzeki, akumulacją - twórczą. Niszczące działanie rzeki polega przede wszystkim na jej zdolności niesienia materiałów, czyli zależy od siły transportowej rzeki. Niesiony materiał jest narzędziem erozji rzeki. Fragmenty zderzają się ze sobą i kruszą, wleczone razem ścierają się, wciskane pod naporem wody w szczeliny podważają, wyłupują lub odgrywają nowe fragmenty. Woda wciskana w szczeliny również podważa skały; do tego dołącza się jeszcze jej rozpuszczające działanie. Woda nie niosąca materiału eroduje tylko bardzo miękkie utwory.

FACJE METAMORFIZMU- przemiany metamorficzne sprawiają, że skały o podobnym składzie chemicznym uzyskują różny skład mineralny zależne od temperatury i ciśnienia. Facją mineralną nazwał P.Eskola(1920) zespół mineralny charakteryzujący określone warunki metamorfizmu niezależnie od składu chemicznego skały. Wyróżnia on następujące główne facje;1) Facja sanidynowa powstaje, gdy temperatura jest bardzo wysoka a ciśnienie niskie, np. w płytko położonych strefach kontaktowych. Fację tę charakteryzuje obecność sanidynu.2) Facja zieleńcowa powstaje w warunkach umiarowanej temperatury i średniego ciśnienia. Zespół: łyszczki; chloryt, serycyt i albit charakteryzuje tę fację. 3) Facja amfibolitowa powstaje również w warunkach średniego ciśnienia, ale wyższej temperatury. Skały te facji cechuje obecność plagioklazu i amfiboli. 4) Facja łupków glaukofanowych powstaje w warunkach dość niskiej temp. i bardzo wysokiego ciśnienia. Cechuje ją odmiana sodowego amfibolu, zwana glaukofanem.5) Facja piroksenowych hornfelsów powstaje w warunkach umiarkowanego ciśnienia, ale bardzo wysokiej temperatury. Skały tej facji zawierają skalenie i piroksen. 6) Facja granulitowa tworzy się w warunkach wysokiego ciśnienia i bardzo wysokiej temperatury. Granulity są złożone z kwarcu, skalenia i granatu, z niewielką ilością miki lub bez niej. 7) Facja eklogitowa powstaje wtedy, gdy zarówno temperatura jak też ciśnienie są bardzo wysokie. Zespół granat-omfacyt charakteryzuje tę fację.

FALE SEJSMICZNE- zaburzenie równowagi w ciele sprężystym, np.prze uderzenie, eksplozję itd. wywoła dwa rodzaje fal sprężystych zależne od powyższych dwóch własności ciał sprężystych. Jeden rodzaj, fale dylatacyjne polega na zmianach objętości ośrodka, w którym biegnie fala, tzn. na kurczeniu się i rozszerzaniu. W tym wypadku cząstki drgają w przód i w tył wzdłuż drogi fali, dlatego te fale nazywa się podłużnymi. Drugi rodzaj fal to fale torsjonalne, gdyż przy ich przechodzeniu kształt cząstek ulega zmianom. Cząstki drgają prostopadle do drogi fali, toteż określa się te fale jako poprzeczne. Prędkość fal sejsmicznych zależy od własności sprężystych ośrodka, w którym się rozchodzą, oraz od jego gęstości. Widać zatem, że prędkość fal sejsmicznych jest proporcjonalna do oporu, jaki ciało stawia zmianom objętości i kształtu, a odwrotnie proporcjonalna do gęstości ciała. Drgania podłużne i poprzeczne biegną z różną prędkością, podłużne są blisko dwa razy szybsze od poprzecznych. Gdy fale sejsmiczne dotrą do powierzchni ziemi, wzbudzają trzeci rodzaj drgań zwanych falami powierzchniowymi; składają się one z dwóch rodzajów drgań. Jedne, zwane falami Rayleigha są falami typu grawitacyjnego. Drugi rodzaj drgań, czyli fale Love'a polega na drganiach, poziomych a prostopadłych do kierunku rozchodzenia się fali. Długość fali powierzchniowej dochodzi do 100km.

FAŁD ELEMENTARNY- struktura tektoniczna powstała w wyniku wygięcia warstw skalnych bez przerywania ich ciągłości; składa się z części wewnętrznej, czyli jądra, i części zewnętrznej - skrzydeł; może mieć postać antykliny lub synkliny; fałdy są główną formą w budowie większości łańcuchów górskich.

FLISZ-CECHY- seria naprzemianlegle ułożonych warstw zlepieńców, piaskowców, mułowców i iłowców. Powstała na dnie mórz wskutek działalności tzw. prądów zawiesinowych, które doprowadziły do charakterystycznego, frakcjonalnego uwarstwienia. Uwarstwienie frakcjonalne fliszu charakteryzuje się nagromadzeniem grubego materiału skalnego w obrębie spągu warstwy i stopniowe przechodzenie w materiał coraz drobniejszy, aż do osadów ilastych w obrębie stropu danej warstwy. Ze skał fliszowych zbudowane są m.in. zewnętrzne pasma Alp i Karpat. Cechy osadów we fliszu;1) morskie osady o dużej miąższości ( na podstawie fauny ).2) osady gruboziarniste nad przeławicającymi je drobnoziarnistymi.3) w profilach dominują piaskowce i są na ogół źle lub średnio wysortowane, zawirają domieszkę frakcji mułowej.4) spągi ławic piaskowców są najczęściej ostie z bio- i mechanoglifami zaś stropy są mniej wyraźne o średnicy ziarn płynnie malejącej ku górze.5) powszechnie występuje uziarnienie frakcjonalne oraz powstałe struktury członu w sekwencji Boumy. W osadach bardzo rzadkie są makroskamieniałości częstsze są mikroskamieniałości. Fliszowe jednostki sedymentacyjne ( poszczególne baseny ) zachowały swoją odrębność strukturalną. W miocenie jednostki te zostały w basenach sfałdowane a po wypiętrzeniu i odkłuciu nasuneły się daleko na pn. i na siebie. Strukturalnie najwyżej leżą jednostki osadzone w pd. Rynnach geosynkliny. Amplituda nasunięcia to minimum 50 km. Czoło nasuwających się Karpat doprowadziło do schodowego zapadnięcia się przedkola (pows. zapadlisko przedkarpackie ) oraz do częściowego sfałdowania i spiętrzenia osadów mioceńskich w strefie bezpośredniego przedpola.

GEOSYNKLINA I JEJ ROZWÓJ- pas skorupy ziemskiej słabszy od otaczających go płyt kontynentalnych. W wyniku zapadania się geosynkliny następuje gromadzenie się materiału o dużej miąższości, który fałdując się tworzy pasma gór. Ze składu gór fałdowych wynika, że zawierają one z reguły utworu morskie, tzn. że obszary przez nie zajęte były przed końcem fałdowania dnem morza. Najstarszą serią osadową występującą wKarpatach jest karbon górny; rozwinięty jest on w facji morskiej. Wyróżnia się kilka typów geosynklin, biorąc te różnice pod uwagę. Eugeosynkliny są geosynklinami, które osiągnęły duże głębokości, miały silny wulkanizm podmorski, a osady ich są często bardzo detrytyczne. Miogeosynkliny były płytsze, pozbawione podmorskich erupcji, a w osadach ich przeważały utwory marglisto-wapienne. Ocean Tetydy poprzedził powstanie łańcucha Alpidów, tak samo geosynklina biegnąca przez Europę zachodnią i środkową poprzedziła powstanie Hercynidów. Powstanie pasma Atlasu Saharskiego było poprzedzone istnieniem geosynkliny tworzącej się od triasu do oceanu, ale większa część osadów jest pochodzenia lądowego lub lagunoowego o ogromnej miąższości 9000 m. Geosynkliną nazwiemy zatem podłużne, długie a dość wąskie zagłębienie w skorupie ziemskiej, którego dno obniżało się do znacznych głębokości dopuszczając do nagromadzenia się osadó o bardzo wielkiej miąższości. Góry fałdowe powstają z geosynklin, więc pierwszym stadium cyklu jest utworzenie się geosynkliny. Stadium geosynklinalne polega na powolnym obniżaniu się dna geosynkliny. Po stadium głębokowodnym i wulkanicznym zaznaczają się w rozwoju geosynkliny pierwsze oznaki ruchów tektonicznych. Dzięki nim pojawiają się podwodne lub nadwodne grzbiety zwane geantyklinami lub koldyrierami . Jeśli były one silnie dźwigane zwłaszcza na końcu stadium geosynklinalnego. Z ich erozji tworzył się flisz. W ostatnim stadium rozwoju geosynkliny następuje jej sfałdowanie czyli utworzenie fałdów dwu płaszczowych. Odbywa się to zwykle w kilku fazach. Sfałdowane i wypiętzrone strefy geosynklinalne tworzą pasma górskie które ulegają denudacji i stopniowemu obniżaniu i mogą być doprowadzone do zupełnej peneplenizacji. Wraz z wypiętrzeniem się sfałdowanego pasma górskiego tworzy się na jego przedpolu wąski rów zwany rowem przedgórskim który wypełnia się osadami pochodzącymi głównie z niszczenia wypiętrzających się gór.

INTRUZJE MAGMOWE NIEZGODNE- żyły przecinające warstwy, zwane dajkami są najczęstszymi przedstawicielem intruzji niezgodnych. Dajka ma dwie ściany równoległe, biegnące w poprzek warstw. Dajki wypełnione skałą wulkaniczną, porfirem, diabazem, bazaltem itd., są zwykle twardsze od otoczenia i tworzą w krajobrazie jakby wał lub groblę, od tego pochodzi ich nazwa. Żyła kominowa stanowi intruzję o kształcie walca. Gdy żyła tego kształtu ma dużą średnicę, rzędu kilku kilometrów, mówi się o pniu wulkanicznym. Odgałęzienia żyłowe od większych intruzji, np. od lakkolitu, batolitu, sillu lub pnia, noszą nazwę apofiz. Często dajki występują liczne obok siebie, tworzą roje dajek.

INTRUZJE MAGMOWE ZGODNE- należą tu sille, lakkolity i lopolity. Sill utworzony jest ze skał odporniejszych od otaczających i tworzy w terenie stopień, czyli żyły pokładowe, są utworem intruzywnym wciśniętym między dwie ławice w ten sposób, że strop ławicy dolnej stanowi podstawę żyły, a spąg ławicy górnej jest stropem żyły pokładowej. Bieg i upad sillu jest więc zgodny z biegiem i upadem warstw otaczających. Skały tworzące sille są skałami zasadowymi, pochodzącymi z magm łatwo rozprzestrzeniających się wśród warstw. Sille występują głównie blisko powierzchni; ilość ich zmniejsza się wraz z głębokością. Lakkolity są ciałami magmowymi w kształcie bochenka lub grzyba, wciśniętymi między warstwy w ten sposób, że podstawa lakkolitu jest płaska, natomiast strop jest kopułowato wygięty. Ściany lakkolitu są zgodne z uwarstwieniem otaczających skał. Lakkolity są utworzone z kwaśnych skał, porfirów, porfirytów, drobnokrystalicznych granitów lub sjenitów. Lakkolity tworzą się dość płytko na głębokości 0,5-3 km. od powierzchni i występują głównie w obszarach tektonicznie słabo zaburzonych. Kształt lakkolitów zależy w dużym stopniu od ułożenia skał intrudowanych. Lopolity są odwróconymi formami lakolitycznymi, tzn. że są wypukłe ku dołowi, prawdopodobnie wskutek zapadnięcia się spągu. Jest prawdopodobne, że zapadnięcie się spągu jest spowodowane opóźnieniem zbiornika magmowego znajdującego się pod intruzją. Fakolity są to drobne, soczewkowe (od tego pochodzi nazwa) zgodne intruzje śródwarstwowe umieszczone na przegubach fałdów, zwłaszcza na przegubach siodeł.

IZOSTAZJA- skorupa ziemska wskutek obciążenia lub odciążenia może wykonywać ruch pionowy. Można wyobrazić sobie że skorupa ziemska znajduje się w stanie pewnej równowagi czyli izostazji, gdy ta równowaga zostanie zaburzona następuje ruch izostatyczny. Przyczyny zaburzenia równowagi skorupy mogą być następujące: powstawanie i topnienie lodowców, zmiany ilości wód w morzach a nawet w jeziorach, sedymentacja, erozja, zwiększenie obciążenia skorupy w rezultacie ruchów górotwórczych. IZOSTAZJA,

geol. stan równowagi mas w skorupie ziemskiej polegający na tym, że nadmiar mas na kontynentach jest kompensowany mniejszą gęstością skorupy ziemskiej w tym rejonie (lub większym zanurzeniem bloków skorupy w płaszcz Ziemi), zaś pod dnem oceanicznym gęstość mas odpowiednio wzrasta (lub mniejsze jest ich zanurzenie w płaszczu Ziemi); zaburzenie izostazji przez obciążenie (np. lądolodem) lub odciążenie skorupy ziemskiej powoduje pionowe ruchy skorupy (np. podnoszenie się Skandynawii po stopnieniu lądolodu).

JAKOŚĆ, TEMPERATURA I RUCH WODY GRUNTOWEJ - temperatura powierzchni ziemi ulega wahaniom zależnie od pór roku.20-30m na tej głębokości jednostajna ciepłota, zbliżona do średniej rocznej temperatury; poniżej temperatura w miarę posuwania się w głąb z wolna się podnosi okołó 1 stopnia na każde 33 m. Wody gruntowe pochodzące z niewielkich głębokości mają temperaturę stałą, mniej więcej równą średniej rocznej temperaturze powierzchni ziemi w danej miejscowości. Dlatego wody gruntowe i wody źródeł pochodzących z wody gruntowej robią wrażenie chłodnych w lecie, a ciepłych w zimie. Wody zaskórne i wody gruntowe bezpośrednio zasilane wodami powierzchniowymi będą okazywać temperaturę zmienną zależną od temperatury na powierzchni. Wielkość porów i szczelin, długość drogi jaką woda przepływa i różnica poziomów najwyższego i najniższego punktu w zwierciadle wód powodują , że na danym odcinku ustala się nachylenie zwierciadła wody gruntowej czyli gradient hydrauliczny. Gradient jest objawem ruchu wody gruntowej, zatem zależy on także od oporu stawianego przez ośrodek skalny przepływowi wody. Toteż ruch wody w gruboziarnistych utworach jest szybszy, wskutek czego gradient jest bardziej poziomy; na odwrót w utworach drobnoziarnistych jest bardziej stromy. Jeśli dolina rzeki jest wyrzeźbiona w jakiejś serii skał i wypełniona żwirami, piaskami itd., tworzy się w dolinie pod rzeką podziemny przepływ wód gruntowych, płynących w tym samym kierunku, co rzeka, tylko znacznie wolniej wskutek tarcia. Wody gruntowe łączą się z wodami rzeki; jeśli poziom wód gruntowych leży wyżej niż poziom rzeki, woda gruntowa zasila rzekę (efluencja), jeśli poniżej, woda rzeki przesącza się do wód gruntowych (influencja). Ruch wody gruntowej zazwyczaj nie obejmuje całej strefy saturacji. Jest on, jak to zaznaczono wyżej, spowodowany przez różnicę poziomu zwierciadła wody gruntowej, toteż tuż poniżej zwierciadła ruch jest najżywszy, a zmniejsza się z głębokością. Wody gruntowe krążące w szczelinach i wporach skał bardzo słabo rozpuszczalnych zawierają bardzo mało rozpuszczonych w sobie części mineralnych. Wody takie określa się jako wody „miękkie” w przeciwieństwie do „twardych” zawierających większe ilości rozpuszczonych węglanów wapnia i magnezu oraz siarczanu wapnia. Wody twarde wiążą się ze skałami osadowymi, takimi, jak wapienie, dolomity, margle, kreda, gipsy, gliny morenowe, piaskowce o spoiwie wapiennym itd. Wody o twardości 1-8 stopnia oznacza się jako miękkie, twarde wody mają twardość 8-25stopni, stopień wyższy od 25stopniu oznacza bardzo twarde wody. Dobra woda pitna powinna mieć twardość wyższą od 8 ale niższą od 25stopni. Najpospolitsze związki rozpuszczone w wodzie gruntowej są Ca(HCO3)2, Mg(HCO3)2, CaSO4, NaCl, H2SiO3, Fe(HCO3)2. Wody gruntowe zawierają więcej chlorku sodu i węglanu wapnia aniżeli wody powierzchniowe, natomiast są uboższe w potas i sole amonowe oraz nie zawierają związków organicznych.

KLASYFIKACJA FAŁDÓW- fałdy mogą być symetryczne, gdy płaszczyzna osiowa dzieli siodło lub łęk na symetryczne części i wtedy po obu stronach płaszczyzny osiowej układ warstw będzie podobny. Jeśli istnieją znaczniejsze różnice upadu po obu stronach płaszczyzny osiowej, mówimy o siodłach lub łękach asymetrycznych. Jeśli upady warstw po obu stronach płaszczyzny osiowej są skierowane w przeciwne strony, fałd jest stojący. Jeśli w jednym skrzydle warstwy zapadają ku osi siodła, to takie siodło jest obalone. Jeszcze bardziej zmodyfikowanym fałdem jest fałd zanurzony, którego przegub siodłowy, tworząc fałszywy łęk, zanurza się wygięty w dół. Gdy obok siebie występuje kilka fałdów w tym samym kierunku i w tym samym stopniu obalonych, mówi się o fałdach izoklinalnych. Niekiedy skrzydła siodła po obu stronach zapadają ku wnętrzu siodła; taki fałd określa się jako wachlarzowy. Fałd kuferkowy ma strome skrzydła płaskie przeguby siodeł i łęków.

KLASYFIKACJA KONKRECJI -to skupienia mineralne kształtu kulistego, soczewkowatego, gruzłowatego. Złożone są głównie z kalcytu, chalcedonu, kwarcu, syderytu, związków Mn, lub pirytu. Mogą tworzyć się w czasie sedymentacji osadów na dnie morza- to konkrecje syngenetyczne. Konkrecje także powstają po utworzeniu się osadów i ich stwardnienie - to konkrecje epigenetyczne. Szczególną odmianą konkrecji są septarie - mają szczeliny rozszerzające się ku wnętrzu konkrecji które często są wypełnione kalcytem. Konkrecje podczas diagenezy mogą powstać w dwojaki sposób : cementacyjny lub metasomatyczny. K. Cementacyjne tworzą się tak, że w pewnej partii porowatej skały zbiera się substancja przyniesiona przez krążące wody i krystalizuje w porach w pewnym promieniu, przez co tworzy się kulista lub elipsoidalna konkrecja. K. Metasomatyczne tworzą się tak że w pewnym miejscu substancja skały zostaje rozpuszczona i usunięta a na jej miejsce zostanie strącona inna substancja - tak powstają konkrecje krzemionkowe w wapieniach. W łupkach występują konkrecje kalcytowe, kalcytowoilaste, pirytowe, itd. W piaskowcach konkrecje złożone są z ziarn piasku scementownych FeO, kalcytem lub krzemionką. Konkrecje w wapieniach są z reguły krzemionkowe, w marglach - krzemionkowe, pirytowe lub fosforytowe, w węglu pirytowe lub markasytowe.

KLASYFIKACJA OSUWISK - istnieją osuwiska, które raz utworzywszy się nie okazują później żadnych ruchów. Inne od czasu do czasu wprawiane są w ruch, odnawiając się zwykle w okresie deszczów. Są to osuwiska periodyczne. Istnieją też osuwiska, które są w ciągłym ruchu; są to osuwiska chroniczne. Wygląd zewnętrzny osuwisk jest dość jednakowy bez względu na ich rozmiary. Mimo tego ich stosunek do morfologii, budowy geologicznej oraz sposób powstania i materiał, z którego powstają, mogą służyć za podstawę do wydzielenia różnych typów. Na podstawie kryterium morfologicznego dzieli się osuwiska karpackie na osuwiska dolinne i zboczowe. Osuwiska dolinne powstają głównie w źródłowych obszarach rzek, gdzie erozja wsteczna wytwarza duże spadki, wyrównywane procesem osuwiskowym. Osuwiska zboczowe powstają na stokach, podcinanych przez erozję rzek lub zbyt obciążonych przez gromadzenie się zwietrzelin. Z geologicznego punktu widzenia można wyróżnić typy osuwisk na podstawie ich składu lub stosunku do budowy geologicznej. Zależnie od stopnia rozkruszenia , materiału osuniętego, wyróżnić można osuwiska zwarte, jeśli osunięta masa zachowała swą wewnętrzną budowę nienaruszoną i osuwiska detrytyczne, jeśli osuwiskowy materiał uległ rozkruszeniu i rozdrobnieniu. Ze względu na skład można ogólnie podzielić osuwiska na osuwiska zwietrzelinowe, w których tylko zwietrzeliny lub deluwia ulegają osunięciu, a podścielające skały nie biorą udziału w ruchu, i na osuwiska skalne, obejmujące swym ruchem także świeże skały. Na podstawie stosunku do budowy geologicznej można wydzielić typy następujące. Osuwiska asekwentne tworzą się w jednorodnym i nie warstwowanych utworach, jak w glinach, iłach, lessach, piaskach. Osuwiska konsekwentne powstają wówczas, gdy płaszczyzna przemieszczenia rozwija się na jakiejś płaszczyźnie naturalnej, istniejącej w budowie geologicznej zbocza. Może to być płaszczyzna warstwowania, szczelinowa lub powierzchnia rozdzielająca litą skałę od pokrywy zwietrzelinowej lub deluwialnej. Zależne od charakteru tej płaszczyzny wyróżnić można: osuwiska konsekwentno - strukturalne powstające wtedy, kiedy warstwy zapadają w kierunku zbocza. Osuwiska konsekwentno - zwietrzelinowe rozwijają się tam gdzie warstwy nie zwietrzałe pokryte są płaszczem zwietrzelin. Osuwiska konsekwentno - szczelinowe rozwijają się wzdłuż szczelin , spękań ciosowych lub uskoków. Osuwiska insekwentne są to osuwiska, których powierzchnia przemieszczenia rozwinęła się w poprzek istniejących powierzchni strukturalnych, jest więc wytworzona przez ścinanie.

KLASYFIKACJA POWIERZCHNIOWYCH RUCHÓW MASOWYCH- erozja i wietrzenie zakłucają równowagę utworów geologicznych. Wietrzenie rozluźnia skały i dlatego ułatwia osuwanie się ich przy względnie małych kątach. Główną przyczyną wywołującą powierzchniowy ruch mas skalnych jest siła ciężkości, ale warunki, w których ta siła może działać, powstają w różny sposób; może to być podcięcie zbocza przez erozję, albo głębokie zwietrzenie i rozluźnienie warstw tworzących zbocze przeciążenie zbocza wodą pochodzącą z opadów deszczowych albo śniegiem. Często wszystkie te czynniki współdziałąją . Mogą też działać tu takie czynniki, jak trzęsienie ziemi. Wskutek osuwania się utwory skalne zostają rozkruszone, połamane strzaskane lub nawet sfałdowane. Produkty ruchów osuwiskowych określane są jako koluwia. Własności skał zmieniają się gdy zostaną przepojone wodą. Przepojenie wodą wpływa ujemnie na wytrzymałość utworów skalnych na ciśnienie, co ma duże znaczenie dla tworzenia się osuwisk oraz dla budowli i konstrukcji inżynierskich. KOHEZJA jest to właściwość dzięki której cząstki utworu są ze sobą związane. Kohezja składa się z trzech elementów - przyciągania między cząsteczkowego, koloidów i sił kapilarnych. Luźny utwór drobnoziarnisty jeśli zostanie odpowiednio przepojony wodą, uplastycznia się tzn. staje się ciałem które pod działanie sił zewnętrznych lub własnego ciężaru zmieni kształt a po odjęciu tych sił wraca do pierwotnego kształtu. Progiem plastyczności utworu nazywamy ilość wody przy której utwór przechodzi w stan plastyczny. Próg płynności określa ilość wody, przy której utwór luźny zacznie zachowywać się jak ciecz. Zbocze jest w równowadze, jeśli siły tarcia i spoistości równoważą siłę pochodzącą z działania siły ciężkości. Bezpośrednimi przyczynami powodującymi zachwianie równowagi zbocza, są erozyjne podcięcia lub przepojenie wodą. Są to przyczyny naturalne , zwykle poprzedzone zwietrzeniem skały. Obok nich mogą działać przyczyny sztuczne, wywołane przez działalność człowieka, a więc podcięcie zbocza wkopem, obciążenie zbocza przez postawienie ciężkich budowli itd. Ruch mas powierzchniowych może nastąpić wszędzie, gdzie siły tarcia i spoistości są niewystarczające aby dostatecznie przeciwdziałać siłę ciężkości. Ruch mas może się odbywać pionowo i polegać tylko na obniżaniu się powieżchni - jest to OSIADANIE. Może się on odbywać stale ale bardzo powoli - nazywamy to SPEŁZYWANIEM. Gdy rozdrobnione fragmenty skalne zostają wprawione w szybki ruch po zboczu mówimy wtedy o STACZANIU, które prowadzi do powstania usypiska. Jeśli jakaś drugorzędna przyczyna wprawi skalne w ruch, ruch taki odbywa się mniej lub więcej szybko mówimy wtedy OSUWANIU. Gdy w tym procesie udział wody jest znaczny ruch mas określamy jako SPŁYWANIE. Gdy osuwanie się ma charakter katastroficzny i polega więcej na oderwaniu się mas skalnych niż na ich osunięciu się, mówimy wtedy o OBRYWANIU mas skalnych. W dużym stopniu na charakter ruchu wpływają własności utworu. Świeżo złożone osady są luźne, gdyż składają się z ziarn, między którymi znajduje się dużo wolnej przestrzeni, zajętej zazwyczaj wodą. Powoduje to obniżenie się powierzchni, osadzanie może być też spowodowane ługowaniem spoiwa piasku, rozpuszczaniem wapienia, gipsu, soli itd. W tych przypadkach warstwy wyżej leżące mogą ulec spękaniom , wzdłuż których ich poszczególne pakiety ulegają obniżeniu; wtedy mówimy o zapadaniu się i o zapadliskach. Osiadanie i zapadliska mogą być wywołane przyczynami sztucznymi jak wydobywaniem węgla silnym sczerpywaniem wody podziemnej lub ropy z luźnych osadów znajdujących się w głębi. Procesowi spełzywania ulegają zwietrzeliny lub utwory luźne. Zwietrzelinowe materiały leżące na zboczach mają stałą tendencją do ześlizgiwania się , zwłaszcza gdy są przesiąknięte wodą. Ruch zboczowy odbywa się także bez udziału wody - jest to ruch b. Powolny ale stały. Na stromych zboczach ruch pełznący nie odbywa się. Prawdopodobnie zbocza o nachyleniu od 5 do 30st. są najpodatniejsze na tworzenie się powolnych spełzywań. Nasilenie spełzywania zależne jest od podłoża, spełzywanie w dużym stopniu zależy też od klimatu. Pełznące zbocza łatwo poznać po nierównej pofalowanej powierzchni. Gdy zbocza są strome a wietrzenie fizyczne intensywne produkty wietrzenia staczają się mniej lub więcej raptownie tworząc usypiska - jest to staczanie. Kąt pod jakim ukladają się usypiska to kąt naturalnego zsypu. Gdy proces grawitacyjnego przemieszczania warstw odbywa się szybko powstaje usuwisko - jest to osuwanie. Niektóre osuwiska tworzą się raptownie ; w ciągu kilku minut osuwają się wielkie masy skał i ziemi. Przemieszczenie masy osuwiskowej zaczyna się od powstania szczelin w formie łuku otwartego w kierunku spadku zbocza. Osobną grupą ruchów masowych są spływy - ruchy materiału luźnego przepojonego wodą. Upłynnieniu łatwo ulega materiał ilasty. Najbardziej typowym przedstawicielem tego rodzaju ruchów są spływy błotne. Tworzą się one wtedy gdy wskutek nagłego i dużego opadu luźny materiał zostanie przepojony wodą. Inną grupą ruchów masowych są obrywy skalne które mogą powstać bez udziału wody. Powstaniu obrywu towarzyszy huk i wielkie ilości pyłu skalnego. Odmianą obrywów są zwaliska.

KLASYFIKACJA USKOKÓW- uskoki normalne powstawać mogą wskutek siły działającej pionowo. Taką siłą jest siła ciężkości, dlatego uskoki normalne są uskokami grawitacyjnymi. Natomiast uskoki odwrócone powstają przy nacisku poziomym, a więc są uskokami kompresyjnymi; płaszczyzny tych uskoków są zazwyczaj wygładzone i pokryte lustrami tektonicznymi. Przy powstawaniu uskoków normalnych mogą wytworzyć się, wtórne uskoki i rowy ograniczone nie głęboko sięgającymi płaszczyznami. W rzuconej masie pod wpływem siły ciężkości powstać mogą płaszczyzny ze ścinania, strącające masy skalne w kierunku przeciwnym do nachylenia głównego uskoku. Tego rodzaju powierzchniowe uskoki grawitacyjne nazwał H. Cloos uskokami antytetycznymi.Uskok jest zawiasowy, jeśli jedno skrzydło wykonało ruch obrotowy albo nożycowy, jeśli oba skrzydła wykonały ruch obrotowy, ale każde w przeciwnym kierunku.

KLASYFIKACJA WULKANÓW- miejsce na powierzchni Ziemi, w którym wydobywają się (lub wydobywały) z głębi Ziemi produkty wulkaniczne (erupcja); wulkany występują jako pojedyncze wzniesienia lub tworzą górskie kompleksy wulkaniczne. Wulkan ma kanał (przewód wulkaniczny), którym dopływają z głębi Ziemi na powierzchnię produkty erupcji (lawa, materiały piroklastyczne, gazy wulkaniczne); lejkowato rozszerzony wylot kanału nosi nazwę krateru wulkanicznego. Kształt i rozmiary wulkanu zależą od ilości i jakości wyrzucanych z głębi Ziemi materiałów, a także od sposobu ich wydobywania się. Rozróżnia się: wulkany eksplozywne, wyrzucające gwałtownie gazy i materiały piroklastyczne (gł. popioły) bez wylewu lawy; wulkany te (zw. też tufowymi) mają kształt stożka oraz rozległy i głęboki krater; wulkany wylewne (lawowe) dostarczają tylko ciekłej lawy, która wydostaje się z krateru bez większej eksplozji; kształt takiego wulkanu zależy od charakteru lawy; przy wydobywaniu się lawy o małej lepkości (lawy zasadowej) powstają wulkany tarczowe, które tworzą płaskie góry o łagodnie (do 8°) nachylonych stokach (do największych wulkanów tarczowych należy Mauna Loa na Hawajach); przy wydobywaniu się lawy lepkiej(kwaśnej) następuje jej spiętrzenie, powstają tzw. kopuły lawowe (np. Lassen Peak w Ameryce Północnej); w przypadku wulkanów mieszanych (stratowulkanów) erupcje gazów i materiałów piroklastycznych występują na przemian lub jednocześnie z wylewami lawy; wulkany takie mają kształt stożka, są zbudowane z naprzemianległych warstw tufów i pokryw lub potoków lawowych; w ich partiach szczytowych powstają często wielkie zagłębienia, zw. kalderami. Rozróżnia się wulkany czynne (ogromna większość wulkanów czynnych obecnie to wulkany mieszane, np. Wezuwiusz we Włoszech), wygasłe (np. Kilimandżaro, Aconcagua) i drzemiące - wznawiające działalność czasami po setkach lat (np. Fudżi).Wielkie wybuchy wulkanów powodowały olbrzymie zniszczenia, m.in. podczas wybuchu Wezuwiusza 79 r. n.e. ogromna ilość wyrzuconego popiołu zmieszanego z deszczem spowodowała zasypanie miast: Herkulanum, Pompeje i Stabie. Obecnie jest czynnych kilkaset wulkanów; ich rozmieszczenie wiąże się gł. ze strefami młodych ruchów górotwórczych, przy czym wulkany występują z reguły po wewnętrznej stronie łuku górskiego (np. Wezuwiusz, Etna i wulkany Wysp Liparyjskich znajdują się po wewnętrznej stronie łuku pasma Apeninów) lub w sąsiedztwie wielkich uskoków (np. we wschodniej Afryce). Najwięcej wulkanów (ok. 340) grupuje się dookoła wybrzeży Oceanu Spokojnego. Na terenie Polski nie ma czynnych wulkanów; w ubiegłych epokach geologicznych istniały tu jednak rozległe i aktywne rejony wulkaniczne, np. w okresie permskim w okolicach Krakowa. Zob. też ekshalacje wulkaniczne.

KRAS - Kras, krasowa rzeźba, krasowe zjawiska, ogół procesów i form terenu, występujących na obszarach zbudowanych ze skał rozpuszczalnych, głównie z wapieni, a także z dolomitów, gipsu, kredy i soli. Powstaje w wyniku krasowienia. Cechuje się występowaniem form krasowych powierzchniowych: lejów, żłobków, żeber, zapadlisk, a także różnych rodzajów dolin krasowych (jarów, wąwozów, polji) i podziemnych (jaskiń). Obszary krasowe charakteryzują się rzadką siecią dolin, najczęściej odwadnianych okresowo, obfitością wód podziemnych, często ubogą pokrywą glebową i roślinną. Typowe obszary krasowe w Polsce występują w Tatrach (wapienie), w Niecce Nidziańskiej (gips) i na Wyżynie Lubelskiej (kreda). Nazwa kras pochodzi od wyżyny Kras.

KRZYWA HIPSOGRAFICZNA-Wysokościowa struktura powierzchni Ziemi, sumaryczne zróżnicowanie wysokościowe powierzchni kuli ziemskiej. Wysokościową strukturę powierzchni Ziemi wyraża krzywa hipsograficzna, w której na osi pionowej odkłada się wysokość n.p.m i głębokość pod powierzchnią mórz, na osi poziomej zaś procenty powierzchni kuli ziemskiej zajmowane przez poszczególne strefy wysokościowe.

W wysokościowej strukturze powierzchni Ziemi wyróżnia się pięć pięter wysokościowych:

1) rowy i najgłębsze części oceanów (poniżej 6000 m p.p.m.) zajmujące ok. 2% powierzchni Ziemi,

2) dna basenów oceanicznych (od 6000 m p.p.m. do 3000 m p.p.m.) stanowiące ok. 52% powierzchni Ziemi,

3) stoki cokołów kontynentalnych i grzbietów podmorskich (od 3000 m p.p.m. do 200 m p.p.m.), zajmujące ok. 12% powierzchni Ziemi,

4) niższe części kontynentów, zarówno podwodne (szelfy), jak i nadwodne (od 200 m p.p.m. do 1000 m n.p.m.), stanowiące ok. 21% powierzchni Ziemi,

5) wyższe, górskie części kontynentów (powyżej 1000 m n.p.m.), zajmujące ok. 13% powierzchni Ziemi.

Średni poziom powierzchni Ziemi wynosi ok. 2430 m p.p.m., średni poziom obszarów lądowych - ok. 875 m n.p.m., średni poziom obszarów podmorskich - ok. 3800 m p.p.m.

KSZTAŁT ZIEMI - pomiary triangulacyjne wskazują że glob ziemski jest w przybliżeniu kulą spłaszczoną w obszarach przybiegunowych. Przekrój kuli ziemskiej przez równik jest kołem a przez bieguny- elipsą . Taką bryłę geometryczną otrzymujemy przez obrót elipsy dookoła jej osi mniejszej, odpowiadającej osi obrotu Ziemi. Nazywamy ją więc elipsoidą obrotową. Kształt ziemi możemy odczytać też z pomiarów siły ciężkości. Jeśli przedłużymy powierzchnię oceanów w kontynenty otrzymamy powierzchnię prostopadłą w każdym pnk. do pionu. Powierzchnia ta nie pokrywa się z powierzchnią elipsoidy, ale jest do niej bardzo zbliżona. Bryłę określoną tą powierzchnią nazwano geoidą.

METAMORFIZM METASOMATYCZNY- może się odbyć w warunkach, gdy do skał poddanych wysokiej temp. lub wysokiemu ciśnieniu, albo obu tym czynnikom, zostaną doprowadzone z głębi roztwory i gazy. Wtedy w skale zachodzić będą reakcje polegające na rozpuszczaniu i wypieraniu jednych minerałów a powstawaniu nowych, wzbogaconych w składniki, które przywędrowały z zewnątrz. Ten rodzaj polegający na przepojeniu skały obcymi roztworami w warunkach wysokiej temp. i ciśnienia określa się jako metamorfizm metasomatyczny. Skały z oznakami wstecznego metamorfizmu były poddane także ruchom tektonicznym i dlatego sądzi się, że wsteczny metamorfizm został wywołany wydźwignięciem skał z głębi i równoczesnym poddaniem ich ruchom tektonicznym. Diaftoryty - chlorytyzacja i serycytyzacja są głównymi przeobrażeniami zdiaftorytyczne, czyli diaftoryty, określa się często nazwą fyllonitów dla odróżnienia od podobnych fyllitów, powstających w pierwszych stadiach metamorfizmu progresywnego. Metamorfizm wsteczny wymaga nie tylko silnych deformacji, które ułatwiają reakcje metamorficzne, ale także przepojenia skał roztworami wodnymi. Metamorfizm wytworzony przez przepojenie, czyli metamorfizm imbibicyjny. W kontakcie z diabazami stwierdza się nieraz przepojenie skał osadowych roztworami zawierającymi sód przez co utwory ilaste zostają zmienione w „adinole”, tj. skały rogowcowe, zawierające liczne kryształy albitu. Wprowadzenie sodu, czyli albityzacja, jest częstym sposobem przezpojenia skał. Podobnym procesem jest feldspatyzacja skał w kontakcie z granitem, polegająca na przeniknięciu w skałę roztworów zawierających potas i sód. Na kontakcie z granitami amfibole ulegają nieraz biotytyzacji, co również pochodzi z przepojenia skał roztworami potasu. Przepojenie roztworami alkalicznymi skał metamorficznych zostało opisane z Sudetów. Zjawiska metasomatyczne pod wpływem magmowych roztworów odbywają się na głębokościach, w których zaznacza się wpływ obciążenia nadkładem. Również gdy roztwory magmowe wydobywają się syntektonicznych batolitów, metasomatoza zachodzi w skałach znajdujących się pod ciśnieniem górotwórczym. Metamorfizm hydrotermalny tak nazywa się przeobrażające oddziaływanie ciepłych roztworów zazwyczaj magmowego pochodzenia. Głównymi procesami tego typu są; serpentynizacja, propylityzacje, serycytyzacja, dolomityzacja i sylifikacja. Serpentynizacja polega na przeobrażeniu perydotytów w serpentynity. Propylizacja rozwija się w skałach wylewnych wokół żył srebro- i złotonośnych. Ulegają jej andezyty, dacyty i inne skały wylewne. Serycytyzacja jest najpospolitszym przeobrażeniem hydrotermalnym. Skalenie, biotyt i chloryt zmieniają się serycyt, przez co skały ulegają zbieleniu. Podobnym procesem jest kaolonizacja, powstająca wskutek działania roztworów lub ekshalacji zawierających dwutlenek węgla. Dolomityzacja zachodzi w utworach wapiennych. Sylifikacja jest zazwyczaj procesem diagenetycznym, a krzemionką ługowaną jest z osadów lub organizmów. Wydziela się ona jako kwarc lub, reagując z innymi minerałami, tworzy krzemiany. W dotąd omawianych procesach metamorficznych skały zarówno ogniowe jak osadowe ulegały pod wpływem ciśnienia, temp. i przepojenia zmianom chemicznym, mineralnym, strukturalnym, itd. Prawdopodobnie granit zanim osiągnął tak dużą głębokość, że uległ stopnieniu, został zmieniony metamorficznie w gnejs, zatem nastąpiło; granit>gnejs>magma granitowa> granit

METAMORFIZM TERMICZNY- skały mogą dostać się w sąsiedztwo mas ogniowych, np. wskutek iniekcji lub intruzji magmowych w wyższe części skorupy ziemskiej. Pod wpływem wysokiej temperatury intrudującej magmy skały w bliskim sąsiedztwie intruzji, czyli w strefie kontaktu, ulegają przeobrażeniu. Jest to metamorfizm termiczny, czyli kontaktowy. Oprócz oddziaływania termicznego także pary i roztwory wydobywające się z magmy wywołują zmiany w aureoli kontaktowej, chociaż ich oddziaływanie jest na ogół mniejsze od działania temperatury. Skały ilaste w początkowym stadium metamorfizmu termicznego ulegają tylko stwardnieniu i nieraz odbarwieniu. Jeśli magma nie jest gorąca albo przepojona wodą, początkowo nie tworzą się żadne minerały nowe, a zmiany dotyczą tylko kalcytu, który przekrystalizowuje i zwiększa spoistość skały. W niskich stopniach metamorfizmu termicznego nowymi minerałami są andaluzyt, kordieryt, biotyt i magnetyt. Widać z tego, że niski stopień metamorfizmu termicznego, skał ilastych charakteryzuje powstanie biotytu, średni - ortoklazu, hiperstenu lub granatu, a wysoki - sylimanitu. Andaluzyt i kordieryt pojawiają się w różnych stadiach. Obecność wymienionych minerałów zależy od składu skały metamorfizowanej. Z serycytu, chloru i limonitu tworzy się biotyt, kalcytu i kaolinitu - epidot, z chlorytu, kalcytu i kwarcu- augit lub hornblenda. Gdy spoiwo jest ilaste, powstają minerały bogate w AL2O3 jak andaluzyt i kordieryt oraz ortoklaz i plagioklazy. Tworzy się też magnetyt. W wyższych temperaturach biotyt ulega rozpadowi, a pojawia się sylimanit. Powstałe skały mają wygląd gnejsów. Czyste dolomity ulegają przekrystalizowaniu w marmury dolomitowe albo ulegają dedolomityzacji. Jeśli metamorfizmowi ulegną nieczyste dolomity lub zanieczyszczone wapienie dolomityczne, tworzą się oprócz powyższych minerałów minerały zawierające Mg, a więc oliwin, pirokseny, amfibole. Metamorfizm termiczny skał ogniowych, w skałach zasadowych pirokseny zmieniają się w hornblendę, która powstaje też wskutek reakcji między chlorytem, magnetytem i plagioklazami. W skałach kwaśnych następuje rekrystalizacja kwarcu i skaleni. Hornblenda przeobrażą się w biotyt, a w najwyższym stopniu metamorfizmu biotyt i hornblenda zostają zmienione w augit.

METAMORFIZM REGIONALNY - skały wskutek ruchów tektonicznych zostają pogrążone do znacznych głębokości, gdzie zostają poddane zarówno dużemu ciśnieniu, jak też wysokiej temperaturze. Dolne części stref fałdowych, dolne części osadów geosynklinalnych i utwory podścielające dna geosynklin, a może też niższe części bloków kontynentalnych ulegają w razie odpowiedniego obniżenia metamorfizmowi, który w przeciwieństwie do bardziej zlokalizowanego charakteru metamorfizmu kontaktowego lub dyslokacyjnego obejmuje wielkie obszary. Stąd określa się ten rodzaj metamorfizmu jako metamorfizm regionalny. W strefie epi ciśnienie ma charakter kierunkowy ciśnienie hydrostatyczne jest małe, a temperatura względnie niska. Kierunkowe ciśnienie sprzyja powstawaniu kataklazy, nieco głębiej - minerałów blaszkowych. Rekrystalizacja odbywa się na małą skałę. Meetamorfizm ma charakter głównie mechaniczny. Tu powstają minerały zawierające OH2 jak serycyt, chloryt. W strefie epi tworzą się fyllity, łupki chlorytowe itd. W strefie mezo panuje wyższa temperatura, silny stress i wyższe ciśnienie hydrostatyczne. Wskutek wyższej temperatury i ciśnienia następuje silna rekrystalizacja i tworzy się wiele minerałów, jak muskowit, biotyt, amfibol, epidot. Metamorfizm tej strefy polega głównie na reakcjach chemicznych. Głównymi skałami strefy mezo są łupki muskowitowe, biotytowe, gnejsy i amfibolity. W strefie kata temeratura jest bardzo wysoka, a ciśnienie ma głównie charakter hydrostatyczny. Ciśnienie kierunkowe jest słabe lub nieobecne. Nie tworzą się krzemiany z OH (z wyjątkiem), toteż mało jest minerałów blaszkowatych. Dlatego skały mają słabo zaznaczone złupkowacenie i są ziarniste. Minerały zawierające OH ulegają zmianom, jak np. muskowit. Ciepło pochodzenia plutonicznego powodowało, że metamorfizm regionalny mógł rozwijać się płycej w obszrach orogenicznych, w których odbywały się zjawiska intruzywne, aniżeli w obszarach kratonicznych, w których obserwuje się wolniejszy wzrost temperatury z głębokością. Jest prawdopodobne, że we wczesnych okresach historii Ziemi, tzn. w starszym prekambrze, mniejszy stopień geotermiczny ułatwiał silniejszy metamorfizm w płytkich strefach. Tym może tłumaczy się, że skały regionalne zmetamorfizowane są pospolite w utworach prekambryjskich. Skały ilaste zawierające substancje węgliste zmieniają się w łupki grafitowe, a węgle mogą zostać zmienione w grafity. Boksyt i pokrewne produkty lateryzacji zmieniają się przy metamorfizmie w korund (AL2O3) W niskim stopniu metamorfizmu kwarc piaskowców ulega kataklazie, a spoiwo ilaste przeobraża się w serycyt i chloryt. W wyższym stopniu pojawia się biotyt, muskowit i granat pod warunkiem, że spoiwa było dużo. Skały o takim składzie będą łupkami mikowo-granatowo-kwarcowymi. W najwyższym stopniu metamorfizmu powstaje staurolit, cyjanit i wreszcie sylimanit. Substancje chlorytowe i serycytowe przekształcają się w biotyt, tworzy się zoizyt i epidot, w wyższych stopniach tworzą się granaty, biotyt znika przechodząc diopsyd, a muskowit reaguje z kwarcem, dając mikroklin. W najwyższym stopniu metamorfizmu zoizyt i epidot znikają, zmieniając się w anortyt. Gdy metamorfizmowi ulegają skały wapienne, zawierające dużo zanieczyszczeń ilastych i krzemionkowych, węglany wapnia i magnezu znikają zupełnie i tworzą się skały krzemianowe złożone z diopsytu, tremolitu, plagioklazu, epidotu i granatów wapienych. Metamorfizm regionalny skał ogniowych. Skały zasadowe, jak diabazy, bazalty itd., przeobrażają się płytkich strefach metamorfizmu w zieleńce. Skały ultrazasadowe (perydotyty) przechodzą początkowo w łupki serpentynowe i talkowe. Talk tworzy się z oliwinu, przy czym powstają też węglany magnezu i żelaza.

METAMORFIZM WSTECZNY- zdarza się jednak, że skały zmetamorfizowane w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury zostaną szybko, w gwałtowny sposób przy ruchach górotwórczych wydżwignięte i dostaną się w warunki niższego ciśnienia i temperatury. Ulegają wtedy one przeobrażeniom, które nazwano metamorfizmem retrogresywnym(wstecznym) albo diaftorezą(gr. diaftoresis-zupełne zniszczenie) Dowodem takiego wstecznego metamorfizmu są przede wszystkim pseudomorfozy minerałów niższych stopni po minerałach wyższych stopni np. serycytu po andalużycie lub kordierycie, chlorytu po biotycie, tremolitu lub aktynolitu po diopsydzie, serycytu po staurolicie lub po cyjanicie, biotytu lub chlorytu po granacie itd. Skały z oznakami wstecznego metamorfizmu były podane także ruchom tektonicznym i dlatego sądzi się że wsteczny metamorfizm został wywołany wydźwignięciem skał z głębi i równoczesnym poddaniem ich ruchom tektonicznym. Diaftoryty -chlorytyzacja i serycytyzacja są głównymi przeobrarzeniami zdiaftorytyzowanych gnejsów. Amfibolity podczas diaftorezy ulegają chlorytyzacji. Łupki krystaliczne zmienione diaftorytycznie czyli diaftoryty , określa się często nazwą fyllonitów dla odróżnienia od podobnych fyllitów, powstających w pierwszych stadiach metamorfizmu progresywnego. Metamorfizm wsteczny wymaga nie tylko silnych deformacji, które ułatwiają reakcje metamorficzne, ale także przepojenia skał roztworami wodnymi.Zdarza się jednak, że skały zmetamorfizowane w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury zostaną szybko, w gwałtowny sposób przy ruchach górotwórczych wydżwignięte i dostaną się w warunki niższego ciśnienia i temperatury. Ulegają wtedy one przeobrażeniom, które nazwano metamorfizmem retrogresywnym(wstecznym) albo diaftorezą(gr. diaftoresis-zupełne zniszczenie) W dotąd omawianych procesach metamorficznych skały zarówno ogniowe jak osadowe ulegały pod wpływem ciśnienia, temp. i przepojenia zmianom chemicznym, mineralnym, strukturalnym, itd. Prawdopodobnie granit zanim osiągnął tak dużą głębokość, że uległ stopnieniu, został zmieniony metamorficznie w gnejs, zatem nastąpiło; granit>gnejs>magma granitowa> granit podczas intruzji magma wdziera się w skały wzdłuż szczelin lub płaszczyzn warstwowania. Taki proces przenikania skał przez magmę nazwał J.J. Sederholm (1926) migmatyzacja, a produkty tego procesu - migmatytami. Do takich skał należą gnejsy iniekcyjne. W ostatnich kilku dziesiątkach lat opisano wiele przykładów granityzacji. Klasycznym przykładem jest granit mikroklinowy Hangó w Filnladii i jego osłoną łupkową. Część łupków została zmieniona w granity w postaci smug i żył. Skały przepajane przez roztwory zwiększają swoją objętość. Jeśli to odbywa się pod ciśnieniem górotwórczym, produkty granityzacji przebijają skały, wśród których powstają. W ten sposób powstaje plutoniczny diapiryzm.

NIEZGODNOŚCI SEDYMENTACYJNE- w środkowej Europie od kambru było dziewięć transgresji. Transgresje morskie można tłumaczyć w ten sposób, w seriach geologicznych rozpoznaje się transgresje po niezgodnościach (dyskordacjach). Mogą one być różnego rodzaju. Starsze osady mogą zostać wydźwignięte na poziom morza bez wyruszenia z poziomego położenia, następnie zerodowanie i ponownie zalane przez morze; wtedy starsze osady są oddzielone od osadów transgredującego morza mniej lub więcej nierówną powierzchnią wytworzoną przez działanie erozji. Jest to niezgodność kątowa. Może się zdarzyć, że transgredujące morze pokryje warstwy leżące poziomo i osadzą się w nim nowe warstwy, które niemal zupełnie zgodnie będą leżeć na starszych osadach. Powstanie w ten sposób prawie zgodność, czyli penakordacja. Gdy morze stopniowo zalewa obszar, powstające w nim coraz to młodsze osady dochodzą do kontaktu ze starszymi osadami i dlatego powstaje niezgodność przekraczająca.

OSADY HEMPELAGICZNE I EUPELAGICZNE - głównym osadem hemipelagicznym są muły (w60%), rzadziej występują piaski, a wyjątkowo żwiry. Miejscami stwierdzono skaliste dno na stoku szelfowym świadczące, że osady nie tworzą się wszędzie. Wśród osadów hemipelagicznych wyróżnia się a) szare lub niebieskie muły; b) muły czerwone ; c) glaukonitowe muły i piaski; d) muły wapienne; e) muły czarne. MUŁY NIEBIESKIE I SZARE SKŁADAJĄ się one z drobnych ziarn kwarcu i innych minerałów (do 22%) oraz cząstek koloidalnych (około 60%) reszta skałada się się pelagicznych otwornic (7-8%), oraz niewielkiej ilości innych organizmów wapiennych i krzemionkowych. Dość dużo jest w nim materii organicznej i siarczku żelaza, które nadają mułowi barwę. Lokalnie muły niebieskie zawierają domieszkę materiału glacjalnego w postaci drobnych, kanciastych okruchów. Rozprzestrzenienie mułów niebieskich jest znaczne, bo pokrywają one około 15% powierzchni dna oceanów. MUŁY CZERWONE tworzą się na tych częściach stoku, które znajdują się na zewnątrz ujść wielkich rzek tropikalnych; zabarwione są na czerwono tlenkami lub wodorotlenkami żelazowymi. Mimo że rzeki tropikalne przynoszą wraz z mułem laterytowym dużo materii organicznej nie jest ona wystarczająca do zredukowania czerwonego barwnika. Muły czerwone rozwinięte są na zewnątrz tropikalnych wybrzeży szczególnie wokół wybrzeża południowoamerykańskiego od Gujany do południowej Brazylii.MUŁY I MUŁY I PIASKI ZIELONE- Różnią się one od mułów niebieskich obfitością glaukonitu. Gdy materii organicznej jest mniej, żelazo nie atakowane przez H2s może zostać związane w glaukonit. Osady glaukonitowe tworzą się szczególnie tam, gdzie góry krystaliczne stromo opadają w morze, a w pobliżu żadna większa rzeka nie ma ujścia. Osady glaukonitowe, zwłaszcza dalej od brzegu, zawierają sporo otwornic pelagicznych oraz dużo igieł gąbek. Częste są też w nich konkrecje fosforytowe. MUŁY WAPIENNE w strefie hemipelagicznej występują nieraz muły o dużej zawartości węglanu wapnia barwy białawej lub jasnoszarej. Muły te zawierają obok drobnego detrytusu koralowego liczne otwornice. Wiele mułów wapiennych hemipelagicznych ma też sporo resztek pteropodów i otwornic. MUŁY SZARE ubogie w tlen, a obfitują w siarkowodór. Morza Czarnego są pozbawione jakiegokolwiek życia organicznego z wyjątkiem bakterii anaerobowych, także pokaźny dopływ wód słodkich typowo redukcyjnych. Wskutek obecności siarkowodoru tworzą się osady z siarczkami i węglanami w postaci plastycznych jasnoszarych, ciemnoszarych lub całkiem czarnych mułów sapropelowych. Wiele wapieni i margli zielonych, zwłaszcza wapieni otwornicowych, raz ciemnych łupków może być traktowane jako utwory batialne. Najbardziej charakterystycznym osadem tego typu są łupki mansfeldzkie, zawierające wiele siarczków. Tworzyły się w morzu prawie odciętym od oceanu. OSADY EUPELAGICZNE pokrywają dna głębokich basenów oceanicznych. Osady te cechuje niewielka ilość materiału terygenicznego, który jest ograniczony do najdrobniejszych zawiesin. Ze skorupek mogą tu osadzać się tylko odporniejsze nie ulegające łatwo rozpuszczlniu pod wpływem wody morskiej. Wśród współczesnych osadów eupelagicznych wyróżnia się 1) muły globigerynowe 2) muły pteropodowe 3) czerwone iły głębinowe, 4) muły radiolariowe, 5) muły okrzemkowe. MUŁY GLOBIGERYNOWE zawierają one co najmniej 30% węglanu wapnia a głównym ich składnikiem są pelagiczne wapienne otwornice z rodzaju GLOBIGERINA najwięcej otwornic pelagicznych jest w wodach ciepłych, liczebność i wielkość osobników zmniejsza się ku biegunom. Muł globigerynowy tworzy się zatem głównie wskutek opadania na dno wapiennego planktonu. Ilość węglanu wapnia wynosi przeciętnie w mule 60%. MUŁ PTEROPODOWY jest odmianą mułu globigerynowego występującą wyłącznie w Atlantyku. CZERWONY IŁ GŁĘBINOWY utwór ten składa się z produktów rozkładu okruchów skał i krzemianów rozprzestrzenianych na dnie morza przez podmorskie i subaeryczne wybuchy wulkaniczne oraz koloidalnej zawiesiny ilastej pochodzącej z lądu. Barwa mułu jest czerwona, jest to osda wód głębokich, węglanu wapnia zawiera 0-28%. Głównym składnikiem iłu są uwodnione krzemiany glinu o wymiarach koloidalnych. Adsorbują one wapń, magnez i metale alkaliczne, występują w nich w bardzo drobnych ilościach takie metale, jak Cr, Mn, Sr, Be, V, As, Mo, Cu, Pb, Zn. MUŁY RADIOLARIOWE są to muły barwy czerwonej lub brutalnej; gdy zawierają więcej manganu, otrzymują bardziej brunatną barwę. Nie zawierają wcale węglanu wapnia lub bardzo nieznaczne ilości, natomiast główna ich masa składa się z radolarii z domieszką innych krzemionkowych organizmów, okrzemek i igieł gąbek. Organizmy krzemionkowe stanowią 20-60% składu mułu . MUŁY OKRZEMKOWE tworzą się one w chłodnych, mniej słonych morzach obu półkul. Złożone są głównie ze skorupek planktonicznych alg zwanych okrzemkami, tworząc osad klejowaty żółtoszary, po wyschnięciu biały. Muły okrzemkowe występują w wysokich szerokościach geograficznych półkuli południowej, ponadto na półkuli północne tworzą pas biegnący od Japonii do zachodniej Kanady. Niektóre pelagiczne osady mają do 50% drobnego piasku terygenicznego. Głębokomorskie osady piaszczyste pochodzą więc z redepozycji. KOPALNE OSADY ABYSALNE osadów utworzonych w bardzo wielkich głębinach oceanicznych znamy z serii geologicznych stosunkowo bardzo mało. Niektóre, choć zapewnie nie wszystkie, radiolaryty mogą należeć do utworów abyssalnych.

OSADYOGLACJALNE- U krawędzi wspóczesnych lodowców powstają często jeziora. Na znacznie większą skalę tworzyły się jeziora, nazwane zastoiskami lub jeziorami progkacjalnymi. Powstanie Bałtyku wiąże się też z utworzeniem olbrzymiego zastoiska. W górach powstawały liczne jeziora wskutek zatamowania ich przez lodowce. Do zastoisk znoszony był materiał wymywany z topniejącego i cofającego się lodowca, usypywany jako podwodne delty. Nieco dalej od brzegu osadzał się wymywany z lodowca drobnoziarnisty materiał. W zastoiskach tworzyły się iły wstęgowe, czyli warstwy. Składają się one z licznych warstewek na przemian jaśniejszych i ciemniejszych o kilkumilimetrowej zazwyczaj grubości. Warstewki jasne o ziarnie grubszym, odpowiadające mułowi, przechodzą ku górze z wolna w cienką warstewkę ilastą o drobniejszym ziarnie. Warstewka jasna odpowiada okresowi lata, kiedy lądolód nadtapiał się i wypływały z niego wody o silniejszym prądzie. Warstwowanie warw ozwoliło G. De Geerowi (1912) obliczyć wiek utworów lodowcowych przez liczenie ilości warw.

OSADY LITORALNE - strefa litoralna jest pasem wybrzeża poddanym bezpośredniej akcji morza. W strefie litoralnej tworzyć się mogą, jeśli erozja nie jest silna, liczne formy akumulacje dzięki działalności fałdowania i prądów. W podstrefie supralitoralnej tworzą się wały brzegowe; znaczna część plaży leży w tej podstrefie. W podstrefie eulitoralnej leży dolna część plaży. W podstrefie sublitoralnej tworzy się różnorodne utwory mieliznowe oraz wały barierowe. Wały brzegowe tworzą się na brzegach płaskich oraz wszędzie tam , gdzie wskutek erozji została utworzona terasa morska. Z biegiem czasu procent materiału gruboziarnistego w wale rośnie, gdyż wiatry oraz fale usuwają z niego materiał drobniejszy. Obok otoczaków i piasku w składzie wału mogą brać udział skorupy zwierząt morskich. Czasem tworzą się wały zbudowane niemal wyłącznie ze skorup lub alg. Ponieważ więcej piasku jest wyrzucane na brzeg, pewien nadmiar piasku gromadzi się na brzegu i tworzą się z niego plaże piaszczyste . Na gromadzenie się piasku na wybrzeżu wpływa też kierunek wiatru. Stok plaży zależy od gruboziarnistości i siły fałdowania i plaże piaszczyste mają stok łagodniejszy niż plaże żwirowe. Rozwój plaży zależy też od rodzaju fałdowania; fale płaskie nadbudowują plażę, fale strome ją niszczą. Plaże piaszczyste są niewykorzystanym środowiskiem dla świata organicznego, gdyż falowanie, szczególnie podczas burz lub silnych wiatrów, przesypuje piasek i niszczy życie organiczne. Tylko niektóre zwierzęta grzebiące w piasku mogą tu się rozwijać; na plażach spotykamy w prawdzie muszle małżów i ślimaków, ale pochodzą one z podstrefy sublitoralnej, wyrzucone na plażę przez przybój. Wędrówka piasku i żwiru wzdłuż wybrzeży prowadzi do powstania nasypów o kształcie językowatych półwyspów, zwanych na wybrzeżach południowego Bałtyku mierzejami. Prądy litoralne nie współdziałają bezpośrednio w powstaniu mierzei, nie są one bowiem w stanie tworzyć form nadwodnych, które budują fale wyrzucające piasek na brzeg; jednak przetaczając materiał na dnie wzdłuż wybrzeża dostarczają fałdowaniu ustawicznie nowego materiału. W podstawie sublitoralnej kipiel łamiąca się na płytkim piaszczystym dnie wytwarza erozyjne rynny, z których falowanie wyrzuca piasek na krawędź rynny, wskutek czego tworzy się podwodna grzęda mieliznowa, czyli piaszczysty ryf. Rynny i ryfy tworzą się w czasie silnego, zazwyczaj już sztormowego fałdowania. Tworzą się głównie w morzach bezpływowych, o dnie piaszczystym, nawiedzanych silnymi wiatrami. Pospolite są te formy w Bałtyku, gdzie noszą kaszubską nazwę „rewa”. W przeciwieństwie do ryfów, bariery są fomami dużymi i trwałymi. Jest możliwe że w ich powstaniu współdziałają też prądy litoralne. Tworzą się częściej w morzach bezpływowych oraz przy wybrzeżach oceanicznych, jeśli amplituda pływów nie jest wysoka. Część morza podobnie jak zalew, prawie odcięta od otwartego morza przez bariery jest laguną. Z biegiem czasu laguny i zalewy zostają zupełnie odcięte od morza, a później zasypane materiałem znoszonym przez rzeki i przeobrażają się w bagniska i torfowiska. W podstrefie eolitoralej i sublitoralnej, wystawionej na akcję falowania i prądów, nie tworzą się osady mułowe i ilaste, gdyż fale wypłukują i unoszą do morza drobny materiał. Natomiast w lagunach łatwo ławo dochodzi do osadzania się drobnego materiału. Szczególnym obszarem powstawania utworów lagunowych są watty. Są to płaskie wybrzeża oddzielone od otwartego morza pasem barier lub mierzei, zalewane w czasie przypływu i niemal całkowicie opuszczone przez morze. Muły lagun mają często ciemną barwę. Laguny mogą zostać całkowicie wypełnione mułami i iłami; wtedy laguna jest pod wodą tylko w czasie przypływu. Na wypełnionej lagunie rozwija się początkowo flora słonorostów których łodygi w czasie odpływu zatrzymują ściekające zawiesiny i w ten sposób przyśpieszają zamulanie i powstanie słonych bagien nadmorskich stref umiarkowanej i tropikalnej. Z biegiem czasu wierzchnie osady ulegną odsoleniu wskutek deszczów i krążenia wód; wtedy może wejść na nie roślinność bagienna i rozpocznie się tworzenie torfów, przerywane czasem przez silne przypływy. W estuariach rzek tworzą się podobnie jak w lagunach, osady ilasto-mułowe, zawierające jednak często wkładki piasku. Osady wału nadbrzeżnego, plaży i lagun są drobno warstwowane. Warstewki odróżniają się od siebie wielkością ziarna lub barwą. Często występują warstewki złożone z kwarcu na przemian z warstewkami złożonymi z cięższych minerałów, jak magnetyt , hornblenda, granat itd. W wyższej części plaży warstwowanie jest równoległe, natomiast w niższej, gdzie fale są silniejsze, tworzy się nieraz warstwowanie przekątne. Dość często występuje w utworach litoralnych imbrykacja, polegająca na dachówkowym ułożeniu płaskich otoczaków, pochylonych zwykle w kierunku morza. Do utworów litoralnych należą utwory złożone z okrągłych kuleczek wapiennych czyli ooidów o współśrodkowej rzadziej promienistej budowie. Dzisiejsze oolity mają średnicę ooidów dochodzącą co najwyżej do ułamka milimetra.

OSADY NERYTYCZNE - osady nerytyczne gromadzą się na szelfie. Fale i prądy przenoszą w morze materiał przyniesiony przez rzeki oraz wytworzony przez erozję morską. Zawiesiny są strącane przez elektrolity, ale niewątpliwie część ich zostaje przenoszona i osadza się dalej od brzegu, a nawet dostaje się poza szelf do strefy pelagicznej. Zasadniczo grubszy materiał jest składany bliżej brzegu, ale stwierdzono liczne wyjątki, np. na zewnątrz ujścia Missisipi muły leżą bliżej ujścia, a piaski na zewnątrz. W wielu miejscach współcześnie nie tworzą się żadne osady i dno jest skaliste albo utworzone z osadów morenowych. Dryf gór lodowych znosi na szelf gruz morenowy, opadający na dno po stopnieniu lodu. W utworach szelfowych występują często rośliny lądowe przyniesione przez rzeki. Rzeki, zwłaszcza tropikalne, znoszą wielkie ilości materii roślinnej . Kamienie oraz fauna lądowa, unoszone wśród korzeni i gałęzi drzew, mogą być daleko poza szelf wyniesione i złożone nawet wśród osadów głębokowodnych. W miejscach gdzie sedymentacja materiałów terygenicznych nie jest zbyt silna, rozwija się na dnie szelfowego morza bujne życie organiczne. Rozwijają się tu przede wszystkim rafy koralowe, litotamniowe i mszywiołowe. Większa część kontynentów zwłaszcza Europa i Ameryka Północna jest pokryta pochodzącymi z różnych okresów skałami, które utworzyły się w warunkach panujących na szelfie. W dawnych osadach szelfowych osady wapienne odgrywają znacznie większą rolę niż we współczesnych. Nie były to tylko utwory rafowe jak dziś, ale także inne osady wapienne muszlowe triasu itd.

POCHODZENIE LESSU-

typowym utworem akumulacyjnym pyłów atmosferycznych jest żółtawy utwór, przypominający pozornie glinę, złożony drobniutkich ziarn kwarcu (60-70%) węglanu wapnia (10-25%) i minerałów iłowych (10-20%). Czasem zawiera domieszkę skalenia, hornblendy i miki. Jest on zwarty, nie warstwowany, natomiast pionowo dzielący się, porowaty. Zgniatany rozsypuje się na pył. Less wskutek swej porowatości i zawastości węglanu wapnia jest podłożem żyznych gleb, natomiast ze względu na zawartość wapnia nie nadaje się do wyrobu cgieł. Lessy powstawały eolicznie w suchych fazach klimatu plejstoceńskiego. W plejstocenie lądolód kilkakrotnie nasuwał się na Europę środkową, wytwarzając na swym przedpolu periglacjalną strefę suchą i mrożną. Warunki takie mogły sprzyjać tworzeniu się pyłów atmosferycznych, które osadzone wśród traw stepu lub mchów tundry nie były narażone na zmywanie przez deszcze. W Europie Lessy rozwinięte są głównie na przedpolu moren, wiatry wiejące znad lądolodu wywiewały z moren i utworów fluwiogl. najdrobniejszy materiał i osadzały go na zewnątrz moren. Lessy mogły też powstawać z wywiewanych pyłów z powierzchni zalewowych dużych rzek, mogły też być przewiewane przez wiatry po ustąpieniu zlodowacenia. Ph. H. Kuennen stwierdził że pył lessowy nie może pochodzić z abrazji piasku eolicznego. Tworzenie się lessu było przerywane okresami o klimacie wilgotniejszym. W warstwach zglinionych spotyka się skorupy mięczaków. Przypuszcza się że warstwy lessu opowiadają zlodowaceniom a rozdzielające je warstwy glebowe okresom interglacjalnym lub interstadialnym. Zdaniem Berga less jest eluwialnym produktem wietrzenia powstałym w klimacie suchym. Materiał może w tych warunkach ulec takiemu rozdrobnieniu że powstaje z niego materiał o składzie podobnym do składu lessu.

POCHODZENIE WÓD GRUNTOWYCH-WODY MINERALNE- wody gruntowe pochodzą głównie z opadów które wsiąkają w podłoże tylko w niektórych wypadkach W.G. są pochodzenia magmowego - są to wody juwenilne; przeciwieństwem ich są wody pochodzenia atmosferycznego- wody meteoryczne. W Polsce około 10% opadu wsiąka w podłoże. Część wody gruntowej wsiąkającej w podłoże może tam pozostać tworząc zbiorniki wody gruntowej. Woda wsiąkająca w grunt może nagromadzić się w warstwie geologicznej tylko wtedy gdy warstwa ta jest dostatecznie porowata i przepuszczalna. Woda wsiąkająca w podłoże pod działaniem siły ciężkości dąży w dół tak głęboko jak na to pozwala obecność porów i szczelin w skale. Na niewielkiej głębokości od powierzchni znajduje się górna granica zasięgu wody gruntowej czyli zwierciadło wód gruntowych. Ponad tym zwierciadłem jest strefa która nie zawiera stale wody, pory i szczeliny tej strefy są wypełnione powietrzem- jest to strefa aeracji. W porach i szczelinach dostatecznie małych woda gruntowa może się wznosić kapilarnie w górę ponad zwierciadło. Nad poziomem wód gruntowych w dolnej części strefy aeracji jest strefa wody kapilarnej. Oprócz wody kapilarnej w strefie aeracji występuje woda adhezyjna. Woda kapilarna wypełnia pory i szczeliny całkowicie a woda adhezyjna nie wypełnia porów w których znajduje się powietrze. Zależnie od głównego składnika rozpuszczonego rozróżnia się następujące wody mineralne: szczawy- zawierają wolny C02, przeważnie zawierają dużo Ca(HCO3)2, MgCO3 lub NaHCO3, należy tu: Krynica, Szczawnica, Solanki- zawierają NaCl, NaHCO3 i przeważnie pewne ilości Br i J. Należy tu: Ciechocinek i Rabka. Solanki gorzkie- zawierają MgSO4 i Na2SO4. Źródła żelaziste- zawierają jony Fe2+, Fe3+, należy tu Kudowa. Źródła siarkowe- zawierają H2S, Na2S , CaS i siarczany Mg, Ca itd.. należy tu Lądek, i Swoszowice. Źródła krzemionkowe zawierają rozpuszczoną SiO2 ograniczone są do terenów wulkanicznych.

POWSTAWANIE I KLASYFIKACJA LODOWCÓW - powyżej granicy wiecznego śniegu mogą tworzyć się lodowce zależne od ilości opadu śnieżnego, zachmurzenia, kierunku i siły wiatrów oraz warunków topograficznych, umożliwiających gromadzenie się dużych mas śnieżnych. Tworzeniu się lodowców sprzyja wilgotny, chłodny klimat szczególnie klimat o chłodnym lecie oraz teren o łagodnym urzeźbieniu. Wiatry nieraz nawiewają śnieg na tworzące się lodowce, ale często zwiewają go z wyższych miejsc w niższe lub z lądu do morza (Nowa Ziemia, Antarktyda), przeszkadzając w ten sposób tworzeniu się lub rozrastaniu lodowców. Lodowiec, pozostająca w ciągłym, powolnym ruchu masa lodu, powstająca na powierzchni Ziemi w wyniku nagromadzenia dużej ilości śniegu i przeobrażania go w lód, na skutek ciśnienia nadległych wastw. Lodowce powstają powyżej linii wiecznego śniegu i wolno zsuwają się z obszarów swojego powstawania w dół. Poniżej linii wiecznego śniegu stopniowo zanikają na skutek topnienia (ablacji). Lodowce są jednym z głównych czynników przeobrażania powierzchni Ziemi. Lodowce dzielimy na lodowce górskie i kontynentalne (lądolód). Wiecznego śniegu granica, linia wiecznego śniegu, wysokość, powyżej której utrzymuje się stała pokrywa śnieżna i mogą tworzyć się lodowce. W krajach polarnych granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości od ok. 200 do 1000 m n.p.m., na Grenlandii i na Antarktydzie schodzi do poziomu morza.W strefach umiarkowanych (50-60 szerokości geograficznej północnej i południowej) wynosi od 800 do 3200 m n.p.m., a w strefie zwrotnikowej od 5000 do 6000 m n.p.m. Na równiku wskutek większych opadów granica wiecznego śniegu obniża się do 4500-5000 m n.p.m. Lodowiec górski, rodzaj lodowca o ograniczonym zasięgu i długości, powstający w obszarach górskich. Lodowiec górski składa się z pola firnowego, znajdującego się powyżej granicy wiecznego śniegu, gdzie zachodzi gromadzenie się śniegu i przeobrażanie go w lód, oraz ze spływającego w dół i stopniowo topniejącego jęzora lodowcowego, zakończonego czołem lodowca. Wyróżniamy kilka typów lodowców górskich: 1) lodowiec dolinny, z polem firnowym w obrębie dna doliny i pojedynczym jęzorem poniżej.2) lodowiec alpejski, z szeregiem pól firnowych, z których spływają jęzory łączące się w jeden w głównej dolinie. 3) lodowiec karowy, z samym polem firnowym, w którym tyleż lodu się gromadzi, co topnieje, w efekcie nie występuje jęzor lodowcowy. 4) lodowiec wiszący, położony w obrębie stromego stoku (lodospad). 5) lodowiec tukierestański, z samym jęzorem lodowcowym (bez pola firnowego), zasilanym bezpośrednio z opadów śniegu i lawin zsuwających się ze zboczy. 6) lodowiec fieldowy albo norweski, z polem firnowym zajmującym spłaszczony szczyt góry lub wysoko położony płaskowyż i kilkoma jęzorami lodowcowymi spływającymi w różnych kierunkach. Większe lodowce fieldowe nazywane są czaszami lodowymi. 7) lodowiec spitsbergeński, z siecią połączonych ze sobą lodowców górskich, spomiędzy których wystają wyższe wzniesienia jako nunataki. 8) lodowiec piedmontowy, inaczej podgórski, powstający z połączenia w jedną pokrywę lodową kilku jęzorów, spływających z gór na ich przedpole. W efekcie działalności lodowców górskich powstają liczne formy powierzchni ziemi. Dzielimy je na formy erozyjne (np. rysy, wygłady, misy lodowcowe), formy akumulacyjne (np. wały morenowe, stożki wód lodowcowych) oraz formy przeobrażone (kotły lodowcowe, żłoby lodowcowe, doliny wiszące). Lodowiec szelfowy, część lądolodu lub lodowca piedmontowego (lodowiec górski), którego spąg (podstawa) znajduje się p.p.m. Część brzeżna lodowca szelfowego unosi się swobodnie na powierzchni morza i odrywają się od niej góry lodowe. Lodowiec wiszący, część lodowca górskiego.

POWSTAWANIE I MIGRACJA MAGMY- przypuszcza się, że magma powstaje przez lokalne stopienie i upłynnienie skał w obrębie skorupy ziemskiej lub w jej podłożu. Do takiego przypuszczenia uprawnia fakt, że temperatura wzrasta z głębokością. Punkty topliwości głównych skał, z których jest zbudowana skorupa ziemska, leżą znacznie powyżej tych temperatur. Granit topi się w temperaturze około 800stopni, bazalt w temp. 1100-1300stopni Celsjusza. Ponadto należy wziąć pod uwagę, że skały w głębi znajdują się pod wielkim ciśnieniem które podwyższa punkt topliwości skał. Ciśnienie podwyższa punkt topliwości o 4,6stopni na 1km głębokości. Skały w skorupie ziemskiej na dużych głębokościach są silnie rozgrzane, ale nie mogą się stopić pod wpływem normalnie tam panującej temperatury. W głębi skorupy temperatura może się podnieść w miejscach, gdzie głębinowe prądy konwekcyjne dowożą większe ilości. Zmniejszenie się ciśnienia wskutek rozrywania skorupy może też spowodować stopnienie się skał, jeśli leżą one w strefie temperatury bliskiej ich punku topliwości, a tylko ciśnienie przeciwdziałało ich stopieniu. Ruchy górotwórcze zwiększają także grubość warstwy „granitowe”, wskutek czego może się lokalnie zwiększyć ilość ciepła radiogenicznego. Stopienie skał w głębi może być całkowite lub częściowe. Gdy stopieniu ulegnie gdzieś warstwa „granitowa”, powstanie magma granitowa lub o zbliżonym składzie. Stopienie w warstwie „bazaltowej” doprowadzi do powstania magmy bazaltowej. Dyferencjacja grawitacyjna tych magm, kontaminacja przez asymilację obcych skał oraz zmieszanie magmy granitowej i bazaltowej doprowadzi do powstania różnych magm, a po ich zakrzepnięciu, różnych skał.

POWSTAWANIE PŁASZCZOWIN- gdy leżący fałd jest wielkich rozmiarów, mówimy o płaszczowinie. Płaszczowina taka powstała z przefałdowania tzn. że punktem wyjścia jej rozwoju był fałd, który został przewrócony, a następnie obalony i zmieniony w fałd leżący, przy czym jego jądro i skrzydło górne , czyli grzbietowe odbyło dalszą drogę i swym ciężarem wytarło lub rozerwało zupełnie lub częściowo swoje skrzydło dolne, czyli brzuszne. Nie wszystkie płaszczowiny powstały z przefałdowania. Istnieją płaszczowiny, które nie mają ani śladu skrzydła brzusznego, a ich masy leżą na warstwach młodszych, co znaczy, że musiały zostać na nie nasunięte. Płaszczowiny takie powstają przez odkłucie mas skalnych od podłoża przy czym zostaje wyzyskana najczęściej jakaś powierzchnia rozgraniczająca dwa zespoły skał o różnej sztywności, np. płaszczyzna między skałami osadowymi i niżej leżącymi skałami krystalicznymi. Odkłute pod ciśnieniem masy mogą być przesuwane na wiele kilometrów i zostać nasunięte na jakieś warstwy młodsze. Takie płaszczowiny są płaszczowinami z odkłucia. Trzeci rodzaj płaszczowin wiąże się z wytworzeniem się w masach skalnych płaszczowiny przecięcia biegnącej pochyło w poprzek warstw. Wzdłuż takiej płaszczowiny masy starsze mogą się również nasunąć na masy młodsze. Powstanie płaszczyzny przecięcia wiąże się z ciśnieniem, pod wpływem którego może powstać w masach skalnych nacisk ścinający, który wyładowuje się na płaszczyźnie utworzonej pod kątem w stosunku do kierunku nacisku głównego. Jeśli to nasunięcie jest duże i wynosi kilkanaście km, mówimy o płaszczowinie ze ścinania.

PROCESY ZWIĄZANE Z KRZEPNIĘCIEM MAGMY- ponieważ magma składa się ze składników o różnych punktach krzepnięcia, krzepnie ona nie w jednej określonej temperaturze, ale w pewnym rozstępie temperatur, czyli w interwale krzepnięcia. Temperatura, w jakiej zaczyna się krzepnięcie, nie odpowiada jednak temperaturom krzepnięcia poszczególnych składników i jest różna dla różnych mieszanin tych samych składników. Wiele batolitów okazuje zróżnicowanie polegające na tym, że w pewnych częściach występują inne skały niż w drugich, ale między tymi skałami istnieją stopniowe przejścia, tak że należy przypuszczać, iż różne typy skał występujące w jednym batolicie powstały mniej więcej w tym samym czasie. Hipoteza grawitacyjnej dyferencjacji magmy opiera się na spostrzeżeniu, że w batolitach i innych intruzjach nieraz skały są ułożone w pewnym porządku według ich ciężaru właściwego. W górnych częściach batolitów występują skały lżejsze, kwaśniejsze które w głąb przechodzą w skały cięższe, bardziej zasadowe. Grawitacyjne rozdzielanie się magmy na pochodne odbywać się może dzięki ruchowi molekuł wtedy, gdy magma jets całkowicie płynną. Różnicowanie się magmy odbyć się też może dzięki ruchowi kryształów, kiedy magma już rozpoczęła krystalizację. Dyferencjacja grawitacyjna może być zaburzona przez ruchy górotwórcze, które mogą spowodować przemieszczenie magmy w inne miejsce; nastąpić to może po dyferencjacji magmy, ale przed jej zupełną krystalizacją. Na dyferencjację magmy w wysokim stopniu wpływają ruchy gazów. Powodują one tworzenie się strumieni baniek, które przemieszczają kryształy, spychając je w spokojniejsze miejsca. Bańki gazów przyczepione do kryształów przenoszą je ku górze. Po wykrystalizowaniu magmy w zbiorniku pozostaną jeszcze ługi pokrystaliczne, w których koncentrują się substancje lotne i najlżejsze residuum magmowe, które jest stopem przesiąkniętym roztworami i gazami, bogatymi w krzemionkę i akalia. Przeobrażenia skały głębinowej pod wpływem własnych roztworów i gazów noszą nazwę endomorfizmu. Krzepnięcie magmy przebiega zatem stadiami. W stadium ortomagmowym ciekły stop zaczyna krystalizację, przy czym najpierw krystalizują tlenki, potem fosforany później krzemiany. Niewykrystalizowane resztki magmy wzbogacają się w ciecze i gazy, które oddziaływują przeobrażająco na zakrzepłą skałę. Jest to stadium pegmatytowe. W tym stadium ilość gazów w ługach jest największa i prężność ich wskutek zmniejszonej przestrzeni ogromna, mimo obniżającej się temperatury. Po wykrystalizowaniu ługów w resztkach roztworów pozostaje niewiele alkaliów i innych związków pozostałość składa się niemal wyłącznie z gazów i wody w ten sposób nastaje okres działania na skałę tylko gazów i wody; jest to stadium pneumatolityczne. Po ucieczce lub zużyciu gazów przy reakcjach pozostaje tylko gorąca woda z niewielką ilością rozpuszczonych substancji. Jej działanie na otoczenie stanowi główny czynnik stadium hydrotermalnego. Różnicowanie się magmy wskutek asymilacji. W wielu batolitach stwierdza się zmiany w kierunku ich ścian tego rodzaju, iż można przypuszczać, że magma wchłonęła w siebie i roztworzyła skały otoczenia, wskutek czego skład jej uległ zmianie i po skrzepnięciu w pobliżu ścian batolitu powstał inny rodzaj skały głębinowej aniżeli we wnętrzu batolitu. Asymilacja obcych skał przez magmę doprowadza nie tylko do lokalnego wytworzenia skał „mieszanych” , które nazwano hybrydalnymi, ale może także spowodować daleko idące przekształcenia magmy i wytworzenie odrębnych skał. Powstanie nowych magm przez asymilację wielkich ilości obcych skał jest określane jako synteksis a dyferencjacją syntektyczna.

PRZYCZYNY I PRZEBIEG ERUPCJI WULKANICZNEJ- w wielu wybuchach wulkanicznych główną rolę grają gazy. Parcie gazów ku górze powoduje wybuch a zmniejszenie się ilości gazów w ognisku wulkanicznym powoduje zakończenie wybuchu Gdy dopływ ciepła jest większy od straty wulkan otwiera swój wylot i wybucha. Istnieje wiele wulkanów wyrzucających tylko lawy bazaltowe. Ponieważ są to zawsze wulkany wylewające bazalty przypuszcza się że czerpią one materiał z głębokiego podłoża skorupy zbudowanego ze skał bazaltowych. Wulkany tego rodzaju pozostają zawsze w związku z uskokami. Być może więc że ruchy bloków skorupy ziemskiej wzdłuż uskoków działa jak prasa hydrauliczna. Istnieją zatem dwa rodzaje erupcji wulkanicznej: jeden polega na działaniu gazów, drugi na hydraulicznym wyciskaniu lawy z głębi. Przebieg wybuchu - nieraz powstaje lokalne trzęsienie ziemi wywołane parciem gazów. Czasem dno krateru podnosi się przed wybuchem. Izotermy wokół wulkanu podnoszą się przed i w czasie erupcji wskutek czego studnie i źródła wysychają, śniegi pokrywające wulkan topnieją, gejzery i ekshalacje ożywiają się. W czasie wybuchu lawa wypełnia tylko krater, albo wylewa się niedaleko poza krater lub też wydobywa się bocznymi kwaterami. Wypływ lawy trwa kilka godzin czasem kilka lub kilkanaście dni. Wulkan wyrzuca bomby i popioły a wybuchowi towarzyszą chmury gazowo-popiołowe które czasem przybierają kształt pinii. Wiele erupcji rozpoczyna się od wyrzucania popiołów. Pierwsze lawy jakie wydobywają się po popiołach obfitują w parę wodną i są bardzo silnie gąbczaste. Późniejsze są bardziej lepkie i zawierają coraz mniej gazów .Zastygła lawa zalepia kanał i wylot wulkanu, gorące gazy nadtapiają go od spodu. Gdy go stopią, zanim parcie gazów osiągnie wielką wartość wybuch nie jest bardzo gwałtowny; jeśli korek nie wytrzyma ciśnienia gazów zanim zostanie stopiony wybuch jest gwałtowny.

PRZYCZYNY TRZĘSIEŃ ZIEMI I ICH ZAPIS- związek trzęsień z uskokami świadczy, że trzęsienia ziemi są objawem, iż kry utworzone przez uskoki nie są w równowadze. Tworzą się wskutek tego gromadzące się powoli naprężenia, które podczas wyzwalania objawiają się w postaci drgań sprężystych. Bezpośrednią przyczyną trzęsień ziemi jest raptowne przesuwanie się mas skalnych wzdłuż istniejących uskoków lub tworzenie się nowych uskoków. W obu typach sejsmiczności gromadzenie się naprężeń w skorupie ziemskiej jest wywołane czynnikami tektonicznymi, takimi jak ruchy fałdowe, ruchy wzdłuż uskoków, izostazja i w ogóle ruchy kontynentów, dlatego trzęsienia ziemi spowodowane tymi czynnikami są trzęsieniami tektonicznymi. Trzęsienia wulkaniczne towarzyszące wybuchom wulkanów. Są to słabe trzęsienia, powstające w pierwszych stadiach erupcji wulkanicznej. Drobną grupę trzęsień ziemi stanowią trzęsienia zapadowe. Wiążą się one najczęściej ze zjawiskami krasowymi lub osuwiskami i są wywołane przez ruch mas ziemnych lub zapadanie się stropu jaskiń krasowych.

RUCH LODOWCA - w lodowcu ciśnienie wynika z ciężaru lodowca, lód płynie z miejsc większego ciśnienia ku obszarom mniejszego ciśnienia. Ruch lodowca pod wpływem siły ciężkości i wynikających z niej ciśnień odbywa się w różny sposób; ześlizgiwanie się podłożu ,płynięcie plastyczne - przesuwaniu się poszczególnych cząstek lodu względem siebie. Plastyczne płynięcie lodu może odbywać się w dwojaki sposób translacyjny lub granularny, regelacja - dwa kawałki lodu przytknięte do siebie zrastają się, ponieważ ciśnienie obniża punkt zamarzania w każdym miejscu wzrostu ciśnienia część lodu zmieni się w wodę która przy zmniejszeniu się ciśnienia zamarza z powrotem. Ciśnienie u podstawy lodowca zmienia się ustawicznie, gdyż przesuwający się lodowiec ma zmienną grubość. W najniższej części lodowca lód rozpada się pod ciśnieniem na drobne okruchy przesuwające się względem siebie, częściowo to topiące się, to zamarzające i zrastające się ze sobą. Ześlizgiwanie się wzdłuż płaszczyzn ścinania, w wielu lodowcach zaobserwowano istnienie wielu płaszczyzn, mniej lub więcej równoległych do podstawy lodowca, występujących w odstępach od kilkudziesięciu cm do 2 m , wzdłuż których odbywa się chwilowy lub ciągły ruch lodu. Są to płaszczyzny wytworzone przez nacisk z rozkładu siły ciężkości działającej na lodowiec. Lodowce zasadniczo płyną w dół, ale w grubym lodowcu ciężar jego wytwarza warunki ciśnienia hydrostatycznego, dzięki czemu lodowiec może też posuwać się w górę i pokonywać nierówności terenu.

RUCHY EPEJROGENICZNE- Epejrogeneza, ruchy lądotwórcze, ruchy epejrogeniczne, powolne ruchy wynoszące lub zanurzające w głąb litosfery znaczne fragmenty skorupy ziemskiej. Ruchom tego typu nie towarzyszą deformacje ani fałdowania warstw skalnych. Ciągłemu procesowi wynoszenia, od momentu stopnienia lodowca, podlega Fennoskandia. Ruchy epejrogeniczne dają się tam mierzyć za pomocą instrumentów geodezyjnych, np. wybrzeża Zatoki Botnickiej podnoszą się o ok. 1 cm rocznie. O istnieniu niedawnych ruchów epejrogenicznych przypuszczamy na podstawie np. rozciętych powierzchni zrównań, podniesionych lub zasypanych teraz itp. R.E. miały charakter oscylacyjny i dlatego Karpiński nazwał te ruchy wahadłowymi. Przyczyną tych ruchów mogą być zaburzenia izostazji, ruchy podłoża kontynentów i zmiany w nich zachodzące, a także procesy magmowe.

RUCHY OROGENENICZNE- ruchy górotwórcze, górotwórczość, wielkoskalowe ruchy skorupy ziemskiej prowadzące do powstania gór, stanowiące część cyklu orogenicznego. W efekcie orogenezy następuje sfałdowanie osadów w obrębie geosynklin oraz ich wypiętrzenie w postaci łańcuchów gór fałdowych, czemu towarzyszą powszechnie procesy magmatyzmu i metamorfizmu. Na "usztywnionych", nie podlegających fałdowaniu fragmentach skorupy ziemskiej (tzw. kratonach) orogeneza powoduje powstawanie pionowych przemieszczeń, wzdłuż linii uskoków, tworzących często góry zrębowe. W historii Ziemi wyróżnia się cztery główne orogenezy: prekambryjskie, kaledońską, hercyńską oraz alpejską. W każdej z nich wydziela się szereg faz górotwórczych o zwiększonym nasileniu ruchów górotwórczych, występujących tylko na niektórych obszarach Ziemi. Cykl orogeniczny- cykl górotwórczy, ciąg procesów geologicznych, których efektem działania jest powstanie gór fałdowych. Składa się z kilku etapów: 1) założenie (otwieranie się) geosynkliny, 2) gromadzenie się w niej serii osadowych, 3) fałdowanie osadów związane z zamykaniem się geosynkliny, 4) wypiętrzanie osadów w formie górotworu następujące bezpośrednio po ich sfałdowaniu, 5) ostateczne ukształtowanie orogenu - nadanie mu rzeźby górskiej. Cykl orogeniczny obejmuje także zawsze towarzyszące ruchom górotwórczym procesy magmatyzmu i metamorfizmu.

SFERYCZNA BUDOWA ZIEMI -ziemia składa się z geosfer. Do głębokości 2900 km ziemia jest w stanie stałym. Poniżej litosfery i podścielającej ją bezpośrednio astenosfery. Wnętrze ziemie składa się z dwóch części: stałej mezosfery i ciekłego a może gazowego jądra czyli barysfery. Litosfera to wierzchnia część ziemi. Skały stanowiące tą wierzchnią część kuli ziemskiej zachowują się do niewielkiej głębokości jak ciała kruche. Astenosfera wyższa część górnego płaszcza ziemi. Skały tu znajdują się w stanie stopienia o podwyższonej plastyczności. Mezosfera - znajduje się poniżej astenosfery. Materiały występują w postaci skał cięższych niż te które występują na powierzchni ziemi- spąg płaszcza. Barysfera składa się z stopionego Fe z domieszką Ni i jeszcze cięższych metali. Skorupę ziemską od płaszcza ziemi oddziela powierzchnia nieciągłości MOHO, a płaszcz ziemi od jądra powierzchnia nieciągłości WIEHERTA - G. Granica między litosferą i astenosferą wyraźnie zaznacza się przez spadek prędkości fal sejsmicznych wywołany większą plastycznością skał budujących astenosferę, nie wyróżniono jednak w tym wypadku nieciągłości. Pozostałe sfery rozdzielają nieciągłości, do których należą: nieciągłość Golicyna (między astenosferą i mezosferą) oraz nieciągłość Gutenberga (między mezosferą i barysferą).

STREFY SEDYMENTACJI MORSKIEJ- dolną granicę strefy litoralnej określa się zwykle głębokością, w której rośliny żyją jeszcze przyczepione do dna. Bliskość brzegu, płytkość i ruchliwość wody oraz dobre naświetlenie są charakterystycznymi cechami tego środowiska. Brak roślinności dennej, obfite życie organiczne, słabsze naświetlanie i słabe ruchy wody charakteryzują strefę nerytyczną. Inaczej hemipelagiczne, tworzą się na stokach. Spokojne wody, brak światła (które dociera do głębokości 350 m), dość ubogie życie zwierzęce, słaby wpływ lądu- oto cech strefy batialnej. Życie organiczne denne ubogie, ale za t na dno oceanów opada bficie obumarły plankton. Strefa litoralna jest pasem wybrzeża poddanym bezpośredniej akcji morza. Osady nerytyczne gromadzą się na szelfie.

należą tu sille, lakkolity i lopolity. Sill utworzony jest ze skał odporniejszych od otaczających i tworzy w terenie stopień, czyli żyły pokładowe, są utworem intruzywnym wciśniętym między dwie ławice w ten sposób, że strop ławicy dolnej stanowi podstawę żyły, a spąg ławicy górnej jest stropem żyły pokładowej. Bieg i upad sillu jest więc zgodny z biegiem i upadem warstw otaczających. Skały tworzące sille są skałami zasadowymi, pochodzącymi z magm łatwo rozprzestrzeniających się wśród warstw. Sille występują głównie blisko powierzchni; ilość ich zmniejsza się wraz z głębokością. Lakkolity są ciałami magmowymi w kształcie bochenka lub grzyba, wciśniętymi między warstwy w ten sposób, że podstawa lakkolitu jest płaska, natomiast strop jest kopułowato wygięty. Ściany lakkolitu są zgodne z uwarstwieniem otaczających skał. Lakkolity są utworzone z kwaśnych skał, porfirów, porfirytów, drobnokrystalicznych granitów lub sjenitów. Lakkolity tworzą się dość płytko na głębokości 0,5-3 km. od powierzchni i występują głównie w obszarach tektonicznie słabo zaburzonych. Kształt lakkolitów zależy w dużym stopniu od ułożenia skał intrudowanych. Lopolity są odwróconymi formami lakolitycznymi, tzn. że są wypukłe ku dołowi, prawdopodobnie wskutek zapadnięcia się spągu. Jest prawdopodobne, że zapadnięcie się spągu jest spowodowane opóźnieniem zbiornika magmowego znajdującego się pod intruzją. Fakolity są to drobne, soczewkowe (od tego pochodzi nazwa) zgodne intruzje śródwarstwowe umieszczone na przegubach fałdów, zwłaszcza na przegubach siodeł.

STRUKTURY ZAŁAMOWO USKOKOWE- Jest to grupa uskokowa gdzie mamy do czynienia z co najmniej dwoma uskokami. Należy tu zrąb tektoniczny (horst) , rów tektoniczny (graben) i struktura schodkowa. Z.T. -struktura złożona z trzech skrzydeł , uskoków, zewnętrzne skrzydła są zrzucone a wewnętrzne skrzydło jest wiszące. R.T.- jedno skrzydło zrzucone dwa wiszące. S.S.- trzy skrzydła które względem siebie są zrzucone lub wiszące.

TERASY I PRZEŁOMY RZECZNE-Terasa, forma rzeźby powierzchni Ziemi występująca powszechnie w dolinach (terasa rzeczna), a także nad brzegami mórz (terasa morska) i jezior (terasa jeziorna). Terasa jest zasadniczo formą równinną, całkowicie poziomą lub (częściej) lekko nachyloną w kierunku osi doliny lub brzegu akwenu.

Powstanie terasy jest efektem naprzemiennego występowania dwóch rodzajów procesów morfologicznych: najpierw erozji bocznej rzeki lub abrazji, tworzących powierzchnię równinną, a następnie, po obniżeniu podstawy erozyjnej (dna doliny, poziomu morza lub jeziora) - procesów wcinania się koryta rzeki (erozja wgłębna) lub obniżenia poziomu morza, wskutek czego powstaje krawędź ograniczająca powierzchnię terasy.

Efektem kilkakrotnych zmian poziomu podstawy erozyjnej jest schodowe występowanie kilku poziomów terasy, oddzielonych od siebie mniej lub bardziej wyraźnymi progami. Ze względu na budowę terasy i procesy, które doprowadziły do jej powstania, wyróżniamy różne rodzaje teras, m.in.:

1) abrazyjne, powstałe na skutek niszczenia przez fale morskie i unoszony przez nie materiał brzegów, zbudowanych ze skał litych,

2) erozyjne, powstałe na skutek erozji (bocznej, a następnie wgłębnej) rzeki w skale litej,

3) akumulacyjne, powstałe w efekcie wypełnienia dna doliny osadami aluwialnymi, a następnie wcięcia się w nie koryta, przy czym rozcięcie nie dochodzi do skały litej w podłożu (jest to najczęściej występujący rodzaj terasy na obszarze Polski).

Terasy powstałe w podobny sposób, ale z korytem, które rozcięło całą warstwę aluwiów i wcięło się w litą skałę, nazywane są terasami akumulacyjno-erozyjnymi. Odrębnymi rodzajami teras akumulacyjnych są terasy kemowe, powstające pomiędzy krawędzią topniejącego lodowca a zboczem doliny, oraz terasy sandrowe, powstałe w wyniku cofania się czoła lodowca, z którego wypływa rzeka osadzająca sandr. Terasa dawniej nazywana była tarasem, także obecnie niektórzy geografowie używają tego określenia. Resztki rozciętego, starego dna dolinnego nosi nazwę terasy jest ich zwykle dwie na tym samym mniej więcej poziomie po obu stronach doliny, z dwóch ustępów poprzednich wynika że skoro dno dojrzałej rzeki zostanie rozcięte przez odmłodzenie erozji, wówczas powstają terasy. Widać więc , że sposób powstawania teras jest bardzo skomplikowany i wiele czynników działa przy ich powstaniu. Zasadniczo terasy są produktem erozji. Mimo tego, określa się często typy teras. Terasy akumulacyjne dla zaznaczenia, że powstały z rozcięcia akumulacyjnie nagromadzonej pokrywy aluwialnej, zwykle żwirów, piasków lub glin. Terasy te przeciwstawia się terasom erozyjnym (SKALNYM) które są wycięte litym materiale skalnym nie mającym nic wspólnego z akumulacyjną działalnością rzeki. Mogą być one wytworzone w poziomo ułożonych warstwach skalnych o różnej odporności wcinająca się rzeka może wtedy wytworzyć schodkowato ułożone progi skalne po obu stronach strugi wodnej. Często rozwijają się te progi na twardszych warstwach.

TRANGRESJE I REGRESJE MORSKIE- linie brzegowe były bardzo zmienne i na poszczególne obszary morze wielokrotnie wkraczało i cofało się. Na lądzie spotykamy bardzo często osady ze skamieniałościami morskimi. W Europie jedną z najstarszych transgresji była trangresja w początkach kambru, która zalała północno-zachodnią i środkową Europę. Z końcem kambru morze częściowo opuściło ten obszar, aby znowu powrócić w ordowiku. Zalew ordowicki trwał aż do końca syluru, wtedy nastąpiła ogólna regresja morza z północnej, zachodniej i środkowej Europy. Z początkiem dewonu przyszła nowa transgresja morska. Morze to trwało aż do środkowego karbonu, opuszczając środkową Europę na okres górnego karbonu i dolnego permu. Powróciło ono znowu na jakiś czas w górnym permie, by znowu się cofnąć i zalać następnie Europę środkową w triasie. Po regresji w górnym triasie przyszła wielka transgresja jurajska, a po niej jeszcze większa transgresja kredowa. Zatem w środkowej Europie od kambru było dziewięć transgresji morskich, rozdzielonych okresami cofania się morza. Transgresje morskie można tłumaczyć w ten sposób, że albo ląd się obniżał, przez co morze mogło wkroczyć na ląd, albo też ląd był nieruchomy, a poziom morza się podnosił. Również regresje można tłumaczyć tym, że albo ląd się podnosił i dlatego morze musiało ustąpic, albo też ląd był nieruchomy, a poziom morza się obniżał. Transgresje i regresje morskie mogły być spowodowane przez jednoczesne , ale przeciwnie skierowane ruchy lądu i poziomu morza W seriach geologicznych rozpoznaje się transgresje po niezgodnościach. Oprócz transgresji zalewających duże obszary na długi okres czasu wyróżnia się ingresje, tzn. chwilowe wtargnięcia morza zaznaczone cienką i niezbyt rozległą wkładką osadów morskich wśród utworów lądowych.

TRANSPORT W RZEKACH- depozycja grubszych materiałów niesionych przez rzekę zachodzi wtedy, gdy prędkość rzeki jest za mała, aby dalej unosić materiał transportowany; dotyczy to materiałów transportowanych w stanie zawieszonym lub wleczonym. Utwory składane przez rzekę na dnie koryta lub na jego brzegach nazywa się napływami czyli aluwiami. Materiał osadzony a aluwiach pochodzi z mechanicznego rozdrabniania skał przy płynącą wodę, jest więc materiałem klastycznym. W korycie rzecznym gromadzi się zwykle bardziej gruboziarnisty materiał, tworząc mielizny korytowe, są to podwodne podłużnie nasypy, wielometrowej długości, ułożone dłuższą osią równolegle do kierunku płynięcia. Po opadnięciu poziomu wody mogą stanowić wyspy aluwialne. W rzekach meandrujących tworzą się mielizny i wały odsypowe na wewnętrznych stronach meandrów, gdzie prąd jest wolniejszy. Mielizny tworzą się nawet w czasie normalnego stanu wody, wały w czasie powodzi. W czasie wysokiego stanu wody rzeka niesie różnorodny materiał, ale gdy jej wydolność zmniejszy się, transportuje tylko drobniejszy materiał, a grubszy zostawia. W ten sposób powstaje bruk rzeczny złożony z większych okruchów. Na równi zalewowej rzeki niosące dużo materiału usypują tuż przy krawędzi koryta wały nadsypowe. Poza korytem lub poza wałami nadsypowymi, jeśli są rozwinięte, tworzą się napływowy równi zalewowej. Ponieważ rzeka w dolnym biegu z reguły meandruje, utwory równi zalewowej będą nieraz erodowane, a w wycięciach erozyjnych składane osady bardziej gruboziarniste. Wśród osadów równi zalewowych występują też zwykle iły z obfitym materiałem roślinnym lub torfy powstające przez zarastanie i wypełnianie starorzeczy.

ULTRAMETAMORFIZM- procesy metamorficzne nie prowadzą zasadniczo do stopienia się skały. Stopienie się skały wytwarzające magmę, ale skały mogą zostać częściowo stopione lub przeniknięte produktami przetopienia. Ultrametamorfizm to proces stojący na granicy zjawisk plutonicznych i metamorficznych. Prawdopodobnie granit zanim osiągną tak dużą głębokość że uległ stopieniu został zmieniony metamorficznie w gnejs zatem nastąpiło: granit>gnejs>magmagranitowa>granit Podczas intruzji magma wdziera się w skały wzdłuż szczelin lub płaszczyzn warstwowania. Taki proces przenikania skał przez magmę to migmatyzacja a produkty tego procesu to migmatyty- należą tu gnejsy iniekcyjny. W ostatnich kilkudziesiątkach lat opisano wiele przykładów granityzacji. Jego klasycznym przykładem jest granit mikroklinowy i jego osłona łupkowa. Część łupków został zmieniona w granity w postaci smugi żył. Skały przepajane przez roztwory zwiekszają swoją objętość. Jeśli to odbywało się pod ciśnieniem górotwórczym produkty granityzacji przebijają skały wśród których powstają. W ten sposób powstaje diapiryzm. Proces granityzacji przetwarzając skały pod wpływem temperatury i ichorów prowadzi do wytworzenia batolitów.

USKOK ELEMENTARNY- skały deformowane mogą zostać rozerwane, popękane itd., jedynym słowem poddane deformacjom nieciągłym. Jeśli wzdłuż pęknięcia nastąpi przesunięcie warstw, mówimy o uskoku. Płaszczyzna uskoku może przebiegać pionowo albo być pochylona. Może ona przecinać warstwy leżące poziomo lub ustawione ukośnie, tworząc z nimi różne kąty. Uskoki mogą przecinać fałdy, biegnąc równolegle lub poprzecznie do ich osi. Uskok może być „zwarty”, kiedy ściany uskoku po obu stronach pęknięcia ściśle do siebie przylegają, albo „otwarty”(ziejący), gdy ściany po obu stronach nie przylegają szczelnie do siebie. Wzdłuż uskoku warstwy po jednej stronie zostały obniżone; strona ta jest skrzydłem zrzuconym; z drugiej strony warstwy zostały na miejscu, jest to zatem skrzydło wiszące. Uskoki mogą być pionowe, normalne lub odwrócone. Kąt alfa utworzony między płaszczyzną poziomą a płaszczyzną uskoku jest kątem zapadu uskoku. Uskok, obniżając swe skrzydło, powoduje że warstwy w skrzydle zrzuconym są obniżone o pewną liczbę metrów w stosnku do skrzydła wiszącego. Obniżenie to mierzone na linii pionowej jest zrzutem lub skokiem uskoku, mierzone zaś na płaszczyźnie uskoku jest ślizgiem. Uskok, przecinając jakąś warstwę może przesunąć część warstwy a dół albo w bok lub jednocześnie w dół i w bok jest zrzutowy, przesuwczy, zrzutowo-przesuwczy. Uskoki powodują duże zmiany w rozmieszczeniu warstw po obu stronach uskoku, toteż łatwo wykrywamy ich obecność za pomocą zdjęcia geologicznego. Niejednokrotnie uskoki są związane z fleksurami tj. mniej więcej pionowo zgiętymi warstwami, co świadczy o tym, że warstwy pod ciśnieniem mogły deformować się w sposób ciągły, ale skoro wytrzymałość materiału została przekroczona, fleksura przekształciła się w uskok. Uskoki często występują gromadnie tworząc systemy uskoków, biegnących mniej lub więcej równolegle do siebie. Bloki obcięte uskokami w ten sposób, że z dwóch stron są ograniczone zapadliskami, noszą nazwę horstów, czyli zrębów. struktura tektoniczna powstała w wyniku rozerwania mas skalnych i przemieszczenia ich wzdłuż powstałej powierzchni zniszczenia (zw. powierzchnią uskoku). Masy skalne przemieszczone wzdłuż powierzchni uskoku w dół są zw. skrzydłem zrzuconym, przemieszczone w górę - skrzydłem wiszącym. W zależności od nachylenia powierzchni `

uskokowej i kierunku przemieszczenia rozróżnia się: uskok progowy - powierzchnia uskoku jest pionowa, uskok normalny - powierzchnia uskoku jest nachylona ku skrzydłu zrzuconemu; uskok odwrócony - powierzchnia uskoku jest nachylona w kierunku skrzydła wiszącego. Przemieszczenie wzdłuż powierzchni uskokowej może zachodzić nie tylko w płaszczyźnie pionowej, lecz również w płaszczyźnie poziomej (uskok przesuwczy) lub może być kombinacją tych ruchów, np. uskok zrzutowo-przesuwczy (dominuje składowa pionowa ruchu), uskok przesuwczo-zrzutowy (dominuje składowa pozioma ruchu). Wielkość przemieszczenia może się zmieniać wzdłuż biegu powierzchni uskokowej (uskok nożycowy, zawiasowy). Uskoki o powierzchniach nachylonych pod bardzo małym kątem, w których masy skalne są przemieszczone na znaczną odległość, nazywane są nasunięciami. Uskokom mogą towarzyszyć inne struktury tektoniczne (przyuskokowe podgięcia warstw, fałdy, fleksury). Z uskokami jest związane powstawanie zrębów i rowów tektonicznych. Zob. też uskok transformacyjny.

UTWORY PIROKLASTYCZNE- tworzą się one albo wskutek rozpylania ciekłej lawy podczas wybuchu, albo są to skały wyrwane z podłoża wulkanu lub dawnych części stożka wulkanicznego i rozdrobnione siłą wybuchu.1) Bomby i szlaki. Wulkany wyrzucają fontanny i bryły lawy, które krzepną w powietrzu i spadają jako bomby wulkaniczne. Wyrzucane w powietrze fragmenty szklistej, nieco pęcherzykowatej lawy o średnicy 10 cm noszą nazwę szlaki. Scoria są to niewielkie kawałki wielkości orzecha gąbczastej lawy wyrzucane przez wulkan i krzepnącew powietrzu. Lapille jest to materiał gruboziarnisty, złożony z fragmentów wielkości grochu lub orzecha, powstałych z rozdrobienia lawy ciekłej lub częściej - z pokruszenia starych law. Piaski i popioły wulkaniczne stanowią jeszcze drobniejszą frakcję materiału piroklastycznego. Powstają one albo z rozpylenia ciekłej lawy, albo z rozpylonego siłą wybuchu starego materiału wulkanicznego. Pumeks tworzy się z wyrzucanych w powietrze bryłek lawy gorącej i pieniącej się pod wpływem wydobywających się z nich gazów. Bryłki pumeksu opadają wcześniej niż popiół i dlatego gromadzą się w spodzie pokryw popiołowych. Zasięg wyrzucanych materiałów piroklastycznych wokół wulkanów może być bardzo duży. Osiąganie dużych wysokości przez popioły ułatwione jest przez prądy gorących gazów wydobywających się krateru. W niektórych przypadkach tworzą się gorące chmury, będące mieszaniną stałych części, jak popioły i pyły, a nawet bomby z parą wodną i gazami. Podczas wybuchów wulkanicznych tworzą się nieraz spływy popiołowe, przypominające spływy błotne. Lawiny wulkaniczne powstają przez wysadzenie i rozdrobnienie skał stożka utworzonych w poprzednich erupcjach. Tufy wulkaniczne są to scementowane popioły i piaski wulkaniczne. Gdy niezastygłe popioły opadają na powierzchnię i zlepiają się z sobą, tworzy się porowaty utwór podobny do pumeksu zwany ignim-brytem. Brekcje wulkaniczne składają się z pokruszonego materiału zlepionego lawą. Mogą to być eutaksyty, tj. różne odłamki skał spojone lawą i ułożone warstwowo. Gdy materiał piroklastyczny, najczęściej popioły, zostanie zmieszany z materiałem osadowym, piaskiem lub iłem, tworzą się tufity. Tufy zmienione metamorficznie noszą nazwę tufoidów.

WIECZNA MARZŁOĆ -ZMARZLINA WIELOLETNIA, wieczna marzłoć,

stale zamarznięta warstwa gruntu o miąższości 4-50 m, występująca gł. w strefie podbiegunowej, m.in. w północnej części Kanady, na Syberii; w lecie odmarza tylko przy powierzchni; przypuszczalnie jest reliktem zlodowacenia czwartorzędowego. Marzłoć wieczna, wieczna zmarzlina, permafrost, zamarznięta gleba, której temperatura utrzymuje się poniżej 0°C co najmniej przez 2 lata (równocześnie średnia roczna temperatura powietrza nie przekracza -8°C). Przestwory glebowe są wypełnione lodem przez cały rok. Marzłoć wieczna (łącznie z lodowcami) pokrywa 26% powierzchni Ziemi. Najgłębiej sięga na Syberii - 1600 m. Uważa się, że większość istniejącej dziś marzłoci wiecznej powstała w plejstocenie.

WIETRZENIE CHEMICZNE - do głównych czynników wietrzenia chemicznego należą : woda- która rozpuszcza w sobie gazy ciecze i ciała stałe. Woda ulega dysocjacji na aniony OH i kationy H+ które są bardzo agresywne i to one głównie powodują rozpad skał. Aktywne składniki zawarte w wodzie to O2 ,co2, kwasy azotowe i siarkowe, związki Cl, substancje humulusowe, bakterie. CO2 - opady pobierają go z powietrza, jest on łatwo rozpuszczalny w wodzie. Znaczna jego część pozostaje w wodzie opadowej jako gaz a część tworzy kwas węglowy który działa rozpuszczająco na wszystkie węglany tworząc dwuwęglany. Amoniak i tlenki azotu- tworzą się pod wpływem wyładowań elektrycznych lub promieni pozafioletowych w powietrzu i z opadami mogą dostać się na powierzchnie ziemi. Kwas siarkowy jest silnie zdysocjowany i powstaje wskutek atakowania siarczków przez tlen i wodę. Związki chloru - chlor w atmosferze pochodzi z ekshalacji wulkanicznych lub zanieczyszczeń fabrycznych. Do wód opadowych dostaje się z rozkładu minerałów zawierających ten pierwiastek. Substancje humusowe - przechodzą do wód opadowych z gnijącej materii organicznej. Bakterie- wytwarzają z gnijącej materii roślinnej silne kwasy tj. Octowy, Masłowy. Sposoby wietrzenia: utlenianie - łączenie z tlenem niektórych pierwiastków lub przechodzenie związków tlenowych niektórych pierwiastków z niższej wartościowości na wyższą, uwodnienie - łączy się z hydrolizą działaniem tlenu i kwasu węglowego. Hydratyzacji ulega wiele minerałów skałotwórczych i kruszcowych, redukcja , uwęglanowienie -rozpuszczenie minerałów powiązanych z przejściem w nich zawartymi Ca , Mg , Fe w węglany

WIETRZENIE FIZYCZNE -gł. czynnikami fizycznymi powodującymi wietrzenie skał są insolacja(nasłonecznienie) i związane z nią zmiany temperatury. Wskutek złego przewodnictwa cieplnego skał dochodzi do rozpadu i naprężeń. Minerały pochłaniając ciepło rozszerzają się lub w miarę zmian temperatury kurczą się, a w konsekwencji dochodzi do dezintegracji granularnej. Ogrzana powierzchniowa część skały rozszerza się a wewnętrzna część skały zanim się nagrzeje to mija dużo czasu dlatego między obiema częściami skały tworzą się naprężenia które z biegiem czasu powodują pęknięcia . Przy ochłodzeniu się część powierzchniowa skały szybciej się kurczy i dlatego pęka promieniście. Zamróz - woda przy zamarzaniu powiększa swoją objętość o około 9% i wywiera duże ciśnienie otaczając skałę. Zamarzanie wody w szczelinach i porach wywołuje rozpad ziarnisty i blokowy. Najbardziej typowa dla zamrozu jest dezintegracja blokowa. Z działaniem mrozu związane jest występowanie wiecznej zmarzliny. Głównym czynnikiem spośród świata organicznego mającym znaczenie dla wietrzenia są korzenie roślin, które rosnąc i grubiejąc wywierają nacisk na ściany szczelin Nacisk ten z biegiem czasu doprowadza do coraz większego rozdrobnienia skały.

WIETRZENIE ILASTE A LATERYTOWE - W.I. ; w tym typie wietrzenia powstaja utwory złożone z wolnej krzemionki , wodorotlenków lub tlenkow Fe i uwodnionych minerałów złożonych z glinki i krzemionki zwanych minerałami iłowymi - główną ich cechą jest zawartość wody i to że glinka jest w nich związana z krzemionką. Głównymi minerałami iłowymi są illit, kaolinit, haloizyt. W.L. ; prowadzi do wytwarzania się mieszaniny mniej lub więcej czystych wodorotlenków Al. i Fe. Produkt charakteryzuje się brakiem minerałów w których glinka jest związana z chemicznie z krzemionką a mogą w nim występować minerały glinowe tj. djaspor, bemit i hydrarglit

WODY ARTEZYJSKIE- w przyrodzie albo nieckowate ułożenie warstw, albo też system szczelin może wytworzyć warunki, że woda znajduje się pod ciśnieniem hydrostatycznym. Wody takie są wodami artezyjskimi. Obecność poziomów wodonośnych zawierających wody artezyjskie zależy od budowy geologicznej. W budowie synkliny bierze udział warstwa porowata i przepuszczalna, pościelona i nakryta warstwami nieprzepuszczalnymi, to zbierające się w niej wody znajdują się w warunkach artezyjskich lub subartezyjskich. Warunki artezyjskie mogą być też spełnione w przypadku serii przepuszczalnej, zapadającej w jakimś kierunku i obciętej uskokami, jeśli warstwy nieprzepuszczalne zatamowują na linii uskoku spływ wód w głąb. Również ukośnie zapadające soczewki przepuszczalnych warstw, np. piasków lub piaskowców wśród iłów, mogą stworzyć warunki artezyjskie. Warunki takie są pospolite, zwłaszcza w stożkach napływowych. Stropowa powierzchnia wód artezyjskich znajduje się pod ciśnieniem, natomiast powierzchnia wód normalnych jest swobodna. Zazwyczaj obszary wód artezyjskich są względnie małe, ale znane są duże baseny, jak Wielkie Basen Dakoty.

WODY GRUNTOWE - woda znajduje się w skałach, wypełniając próżnie w nich obecne, jak pory i szczeliny. Występuje ona zarówno w skałach litych, jak luźnych. Nazywa się ją wodą gruntową, w przeciwieństwie do wód powierzchniowych występujących w rzekach, jeziorach itd. Wody gruntowe pochodzą głównie z opadów, które wsiąkają w podłoże. Tylko w niektórych wypadkach wody gruntowe mogą być pochodzenia noszą nazwę wód juwenilnych; przeciwstawia im się wody pochodzenia atmosferycznego jako wody meteoryczne albo inaczej wadyczne (z łac. błądzący). Wody gruntowe są zasilane nie tylko wodami pochodzącymi wprost z opadów. W niektórych wypadkach rzeki, przepływające przez porowate, lecz nie przepojone wodą utwory tracą wodę, która wsiąka w podłoże. Część wody gruntowej wsiąkającej w podłoże może w tym podłożu pozostać, tworząc zbiorniki wody gruntowe. Wody gruntowe zwykle są ruchu. Zazwyczaj woda gruntowa po przebyciu pewnej drogi dostaje się na powierzchnię ziemi w postaci źródeł i zasila wody powierzchniowe albo też wprost wpływa do rzeki, część jej zaś zostaje zatrzymana w podłożu, czyli ulega retencji..

ZŁOŻA WĘGLA I SOLI KAMIENNEJ- tworzenie się pokładów węgla rozpoczynało się z chwilą gdy zamulenie wyprzedziło obniżający ruch lądu i powstało jeziorzysko przybrzeżne odcięte od morza ławicami mułu i piasku. W płytkich wodach i na mieliznach pojawiły się rośliny- widłaki i skrzypy. W tej fazie jeziorzyska przypominały lasy namorzynowe. Flora utworzyła tam humusową glebę na którą wkroczyły głównie drzewiaste widłaki tworzące lasy. Z ich resztek utworzyły się torfy na których rozwinęła się flora paproci nasiennych, która została zniszczona na wskutek zamulania lasu wodami mułowymi. Jak widać materiałem wyjściowym dla węgla był materiał roślinny nagromadzony w torfowiskach. Uległ przeobrażeniom które doprowadziły do jego uwęglenia- proces długotrwały rozpoczynający się w momencie nagromadzenia się obumarłej materii roślinnej na dnie bagniska. W procesie tym można wyróżnić dwa stadia biochemiczne- związane z bagniskiem w którym materia roślinna gromadzi się , rozpoczynające się od momentu zupełnego zasypania bagniska i trwające przez okresy geologiczne -polega ono na działaniu bakterii żyjących w wodzie i stadium geochemiczne - zaczyna się gdy przeobrażona materia roślinna zostaje przysypana osadami i przez powolne obniżenie się obszaru może dostać się w strefę gdzie ciśnienie i temperatura są wyższe, co powoduje że % ilość pierwiastka C zwiększa się, wpływ na to ma również głębokość. Także w strefach zaburzonych tektonicznie przez ruchy górotwórcze wzrasta gatunkowość węgla. Intruzje magmowe mogą przeobrazić węgiel brunatny w kamienny, a kamienny w antracyt. S. K. Jest głównym związkiem rozpuszczonym w wodzie morskiej i najłatwiej osiąga punkt nasycenia i strąca się na długo przed innymi solami. Powstanie złóż solnych objaśnia teoria barierowa- przyjmuje ona za punkt wyjścia przykład zatoki KaraBogaz która jest oddzielona od otwartego morza rodzajem bariery w postaci dwóch języków lądu. Rozległa powierzchnia zatoki intensywnie paruje; miejsce wyparowanej wody zajmuje woda przelewająca się z otwartego morza przez cieśninę. W okresie zimowym kiedy wody są chłodniejsze woda zatoki staje się przesycona w wytrącają się sole. Teoria barierowa wyjaśnia znaczne miąższości pokładów soli przy stałym dopływie wody z morza i parowaniu w lagunie. Wg. teorii salinowej złoża solne mogą powstawać w lagunach zupełnie odciętych od morza lub w jeziorach leżących w pobliżu morza. Gdy parowanie jest silne poziom wody w lagunie morze się znacznie obniżyć w stosunku do poziomu morza. Stałe zasilanie i parowanie doprowadzi do strącania złóż solnych.

ŹRÓDŁA I ICH RODZAJE - naturalny, samoczynny i skoncentrowany wypływ wody podziemnej na powierzchnię ziemi; zachodzi pod wpływem siły ciężkości (źródło grawitacyjne, zstępujące) lub ciśnienia hydrostatycznego (źródło artezyjskie, wstępujące); źródło może być stałe lub okresowe (np. gejzer), słodkie lub mineralne, zimne, normalne lub ciepłe; są też źródła gazujące, zw. pieniawami, z których wydobywa się mieszanina wody z dwutlenkiem węgla. Źródła dają początek ciekom wodnym lub zasilają je w ich biegu. Mogą występować pojedynczo lub grupowo (tworząc źródlisko lub linię źródeł). Podstawowe parametry źródła to wydajność, skład chemiczny wody, ciśnienie hydrostatyczne i cechy fizyczne wody, głównie temperatura.

Źródła można dzielić wg kryteriów chemicznych, fizycznych, genetycznych, hydrogeologicznych i in. Najczęściej stosowany podział (geologiczny) wyróżnia źródła: 1) warstwowe - odprowadzające wodę z porów skalnych warstwy wodonośnej, 2) szczelinowe - odprowadzające wodę krążącą w szczelinach skalnych, 3) uskokowe - odprowadzające wodę z warstwy wodonośnej przez szczelinę w warstwie nieprzepuszczalnej lub przez szczelinę w płaszczyźnie uskokowej między warstwami, 4) krasowe - wywierzyska, 5) dolinne - dolina wcina się w warstwę wodonośną, źródło wypływa w dnie doliny. Ze względu na położenie w terenie wyróżnia się źródła grzbietowe, stokowe, zboczowe, krawędziowe, klifowe, tarasowe. Szczególnymi przypadkami źródła są gejzery i źródła gazujące (o wodzie z dużą zawartością dwutlenku węgla lub metanu). Nauka badająca źródła to krenologia (dział hydrogeologii).

16

---